Общая Геология 2

Вертикальные дайки ориентированы перпендикулярно оси минимальных сжимающих напряжений.

Рис. 15.2.5.Дайка

Иными словами, они ориентированы по простиранию рифтовой зоны. Многократное внедрение даек приводит к увеличению ширины зоны на суммарную мощность даек. Магма, внедряясь снизу в толщу пород, действует на них как гидравлический клин, раздвигая породы в стороны, причем распирающие напряжения быстро уменьшаются к вершине клина, как показал М.Г.Ломизе. Следует отметить, что на глубинах более 3 км возникновение зияющих трещин, вследствие большого литостатического давления затруднено и поэтому только гидроразрыв способен обеспечить внедрение даек (рис. 15.2.6).

Рис. 15.2.6. Действие магморазрыва при внедрении дайки: 1 – малая вязкость магмы, 2 – большая вязкость магмы. Давление магмы превышает минимальное сжимающее напряжение всего в 1,2 раза. Чем вязкость магмы больше, тем дайка толще

Дайки могут быть одиночными либо группироваться в кольцевые или радиальные рои параллельных даек. Радиальные и кольцевые дайки часто приурочены к интрузивным телам и вулканам, когда сказывается распирающее давление магмы на вмещающие породы и последние растрескиваются с образованием кольцевых и радиальных трещин. Кольцевые дайки могут быть не только вертикальными, но и коническими, как бы сходящимися к магматическому резервуару на глубине. Комплексы параллельных даек развиты в современных срединно-океанских хребтах, в зонах спрединга, т.е. там, где активно происходит тектоническое растяжение земной коры. От даек следует отличать магматические жилы, имеющие неправильную, ветвистую форму и гораздо меньшие

менее 100-150 км2.

Существуют и другие менее распространенные формы интрузивных тел. Факолит (факос.- чечевица, греч.) - линзовидные тела, располагающиеся в сводах антиклинальных складок, согласно с вмещающими породами. Гарполит (гарпос - серп, греч.) - серпообразный интрузив, по существу, разновидность факолита. Хонолит - интрузив неправильной формы, образовавшийся в наиболее ослабленной зоне вмещающих пород, как бы заполняющий «пустоты» в толще. Бисмалит - грибообразный интрузив, похожий на лакколит, но осложненный цилиндрическим горстообразным поднятием, как бы штампом в центральной части. Все эти интрузивы, как правило, малоглубинные и развиты в складчатых областях.

Крупные гранитные интрузивы значительной мощности и площадью во многие сотни и тысячи км2 называются батолитами. Наблюдая за крутыми, несогласными с вмещающими породами контактами раньше думали, что подобные гигантские интрузивы «уходят» далеко в глубину и не имеют «дна». Однако впоследствии было доказано, что батолиты обладают вертикальной мощностью в первые километры и отнюдь не «бездонны». От батолитов, обладающих неправильной формой, часто отходят апофизы - более мелкие ветвящиеся интрузивы, использующие ослабленные зоны в раме батолита. Крупнейшие батолиты известны в Андах Южной Америки, где они непрерывно прослеживаются более чем на 1000 км, имея ширину около 100 км; в СевероАмериканских Кордильерах длина батолита превышает 2000 км. Батолиты - это абиссальные интрузивы, как и многие штоки, в то время как дайки являются приповерхностными или малоглубинными образованиями.

Действительно, куда же девались колоссальные по объему толщи пород, на месте которых возник гранитный батолит площадью в тысячи км2. Если это небольшая дайка, жила, силл, проблема решается проще, т.к. наблюдается раздвигание пород в обстановке тектонического растяжения. Для крупных интрузивных массивов, особенно гранитного состава, идея о раздвиге вмещающих пород силой напора магмы не проходит, т.к. в этом случае должны были бы наблюдаться мощные, шириной во многие км, зоны сильно дислоцированных пород, а этого не происходит. Когда речь идет о внедрении в более высокие горизонты земной коры магматического расплава, то в его продвижении вверх играют роль разные силы и процессы, но, по-видимому, одними из важнейших являются тектонические обстановки и структура вмещающих пород. Вполне естественно, что магма движется туда, где давление меньше, т.е. в зоны, тектонически ослабленные, возникающие при образовании разрывов, в сводовых частях антиклинальных складок, в смыкающем крыле флексур, в краевых зонах прогибов, синеклиз, впадин и т.д. Именно в таких структурах, находящихся в обстановке тектонического растяжения, и формируются интрузивы. Характерны в этом отношении силлы мощностью в сотни метров, внедряющиеся в слоистые породы, подобно ножу в книжные листы, и раздвигающие пласты, практически не деформируя их. Образование таких многоэтажных пластовых интрузивов возможно только в случае общего растяжения слоистой толщи пород.

Важную роль играет и гидростатическое давление магмы, ее напор и расклинивающее воздействие, как например, в случае даек. Под воздействием напора магмы приподнимаются и деформируются пласты горных пород. Сильное смятие пластов вмещающих толщ хорошо наблюдается в экзоконтактовых зонах интрузивных тел. Таким образом, активное, или «силовое», воздействие магмы на вмещающие породы несомненно имеет место.

Существенными являются процессы ассимиляции, когда агрессивная магма как бы «усваивает» часть пород из рамы интрузива, сама изменяясь при этом с образованием гибридных пород. Однако все эти явления для объяснения проблемы пространства огромных батолитов, сложенных «нормальными», преимущественно биотитовыми гранитами, имеют явно ограниченное значение. Главную роль в этом случае играют процессы магматического замещения, когда вмещающие породы преобразуются под воздействием потоков трансмагматических растворов. При воздействии последних осуществляются вынос химических компонентов, избыточных по отношению к эвтектике, и усвоение компонентов, стоящих близко к эвтектическому составу гранитной магмы. При таком процессе вмещающие породы перерабатываются на месте, что решает проблему пространства батолитов. Граниты, залегающие на месте генерации магмы,

называются автохтонными, а граниты, связанные с перемещением магмы, - аллохтонными. Формирование аллохтонных гранитов зависит от состава вмещающих пород и происходит в несколько фаз внедрения. При этом ранние внедрения характеризуются более основным составом.

Внутреннее строение интрузивов устанавливается по форме их контактов и по ориентированным первичным текстурам, возникающим в магматическом теле еще тогда, когда оно находилось в жидком состоянии, связанных с ориентировкой минералов, струй магмы различного состава и вязкости, направленной кристаллизации и т.д. Как правило, они параллельны экзоконтактам. При остывании магматических интрузивных тел возникают трещины, которые располагаются вполне закономерно по отношению к первичным текстурам течения. Изучая эти трещины, удается восстановить первичную структуру интрузива, даже если не видно его контактовых зон.

15.3. Вулканизм.

Если жидкий магматический расплав достигает земной поверхности, происходит его извержение, характер которого определяется составом расплава, его температурой, давлением, концентрацией летучих компонентов и другими параметрами. Одной из самых

газы отделяются быстро, происходит мгновенное вскипание расплава и магма разрывается расширяющимися газовыми пузырьками, вызывающими мощное взрывное извержение - эксплозию. Если магма вязкая и температура ее невысока, то расплав медленно выжимается, выдавливается на поверхность, происходит экструзия магмы.

Таким образом, способ и скорость отделения летучих определяют три главные формы извержений: эффузивное, эксплозивное и экструзивное. Вулканические продукты при извержениях бывают жидкими, твердыми и газообразными.

15.4. Продукты извержения вулканов.

Газообразные продукты или летучие, как было показано выше, играют решающую роль при вулканических извержениях и состав их весьма сложен и изучен далеко не полностью из-за трудностей с определением состава газовой фазы в магме, находящейся глубоко под поверхностью Земли. По данным прямых измерений, в различных действующих вулканах среди летучих содержится водяной пар, диоксид углерода (СО2), оксид углерода (СО), азот (N2 ), диоксид серы (SО2 ),триоксид серы (SО3), газообразная сера (S), водород (Н2 ), аммиак (NН3 ), хлористый водород (HCL), фтористый водород

(HF), сероводород (Н2 S), метан ( СН4), борная кислота (Н3ВО3), хлор (Сl), аргон и другие, но преобладают Н2О и СО2. Присутствуют хлориды щелочных металлов, а также железа и меди. Состав газов и их концентрация очень сильно меняются в пределах одного вулкана от места к месту и во времени. Зависят они и от температуры и в самом общем виде от степени дегазации мантии и от типа земной коры. По данным японских ученых, зависимость состава вулканических газов от температуры выглядит следующим образом.

Данные таблицы показывают, что наиболее высокотемпературные газы являются скорее всего ювенильными, т.е. первичными магматическими эманациями, тогда как при более низких температурах они явно смешиваются с атмосферным воздухом и водой, которая проникает в вулканические каналы по многочисленным трещинам. Такая атмосферная вода называется вадозной (вадозус - неглубокий, лат.). Ниже +100°С пары воды превращаются в жидкость, которая реагирует с малорастворимыми соединениями типа HСl, образуя агрессивные кислоты. В газах Ключевского вулкана на Камчатке при

800-300°С преобладали H2, HF, CO, CO2, SO2 ; при 200-150°С - H2,HCl, CO, CO2, SO2;

при 100-50° С - CO2, SO2; при 81-50° С - CO2. Газы континентальных вулканов отличаются от газов вулканов, расположенных на островах в океанах.

Состав газов очень изменчив, не только в разных типах вулканов, но даже и в пределах одного вулкана, что хорошо показал известный французский вулканолог Г.Тазиев, на примере газовых эманаций вулкана Стромболи в Липарских островах у северного побережья Сицилии. Содержание и состав газов непрерывно изменялись при опробовании через каждые две минуты. Как уже говорилось, вулканические газы - это главный движитель извержений. Характер выделения газов зависит от состава и вязкости магмы, а скорость отделения газов от расплава определяет тип извержений.

Жидкие вулканические продукты.

Магма, поднимаясь вверх по каналу и, достигнув поверхности Земли, изливается в виде лавы (лаваре - мыть, стирать, лат.), отличающейся от магмы тем, что она уже потеряла значительное количество газов. Термин лава вошел в геологическую литературу после того, как он стал использоваться для излившейся магмы Везувия.

Главные свойства лавы - химический состав, температура, содержание летучих, вязкость - определяют характер эффузивных извержений, форму, структуру поверхности

и протяженность лавовых потоков. Если вязкость у лав низкая, то они могут растекаться, покрывая большие пространства и далеко уходя от центра излияния. Высокая вязкость, наоборот, вынуждает лавы нагромождаться недалеко от места извержения, а кроме того, они текут гораздо медленнее, чем маловязкие лавы.

Химический состав лав изменяется от кислых, содержащих больше 63% SiO2 и до ультраосновной, SiO2 меньше 45%. Все остальные лавы имеют промежуточное содержание оксида кремния.

Кислые лавы (SiO2 > 65%) представлены риолитом, состоящим из кварца, кислых плагиоклазов, биотита, амфибола и ромбического пироксена. Основная масса представлена вулканическим стеклом. Характерна флюидальная текстура. К кислым лавам относятся и дациты с несколько меньшим содержанием SiO2.

К средним лавам ( SiO2 -65-53%) относятся широко распространенные андезиты (от гор в Южной Америке Анд), содержащие кварц, плагиоклазы, биотит, реже роговую обманку.

Наибольшим распространением пользуются основные лавы - базальты ( SiO2 5345%), породы темного цвета, часто черные, с вкрапленниками основного плагиоклаза, оливина и пироксена (ромбического и моноклинного). Быстрое остывание лавы приводит к появлению зональных минералов вкрапленников.

Ультраосновные лавы (SiO2 <45%) - коматииты (от р.Комати в Ю.Африке) сейчас не встречаются , но были широко распространены в докембрии. Вкрапленники представлены оливином и редко клинопироксеном.

Температура лав может быть измерена непосредственно при извержении специальными приборами, пирометрами, а также путем экспериментов в лабораторных условиях. Температура извергающихся лав, в целом, более высокая у базальтов постепенно снижается к риолитам:

Конечно, эти значения могут изменяться в некоторых пределах. Непосредственные измерения показывают, что базальты вулкана Килауэа, Гавайские острова во время извержений 1952-63 гг. имели температуру от 1050 до 1190°С (по Мак Дональду,1972);

базальтовые лавы вулкана Этна (1970-75 гг.) - от 1050 до 1125°С; андезиты вулкана Парикутин (1944) в Мексике - 943-1957°С; дациты вулкана Св.Елены в Каскадных горах

США (1980) - 850°С (по Дж.Фридману,1981). Базальтовые лавы, остывая, сохраняют способность к течению при температурах 700 и даже 600°С, т.к. их вязкость снижается постепенно. В тоже время кислые лавы, температура которых при появлении из подводящего канала около 700-900°С, с уменьшением температуры очень сильно, во много раз, увеличивают вязкость и теряют способность к движению.

Характер цвета лавы отражает ее температуру, на чем, собственно и основано действие пирометра, в котором накал нити, регулируемы электрической батареей, должен достичь цвета лавы, после чего температура вычисляется по специально градуированной шкале.

Изменение температуры с помощью этих признаков, можно хорошо наблюдать, например, по кинофильмам, иллюстрирующим извержения базальтовых вулканов на Гавайских островах. Цвет лавы очень быстро изменяется от ярко-желтого до темнокрасного, а на поверхности потока остывшая черная корочка, толщиной в 20 см вполне выдерживает вес человека. Но под верхней, остывшей коркой, имеющей очень низкую теплопроводность, лава еще длительное время остается горячей. Некоторые лавовые потоки даже через 30-50 лет сохраняют высокую температуру, явно выше 100°С.

Плотность лав зависит от состава и флюидной динамики потока, но в целом она выше у базальтов - 2,8-2,6 г/см3, меньше у андезитов - 2,5 г/см3 и еще меньше у риолитов - 2,2-2,1 г/см3 , при этом плотность уменьшается с увеличением температуры.

Например,для базальтов с температурой 900°С - ρ=2,8 г/см3 , а при 1300° - ρ=2,7-2,6 г/см3 Вязкость лав - важная характеристика, определяющая подвижность лавовых потоков, их мощность и морфологию. Вязкость лав контролируется давлением, температурой, химическим составом, содержанием летучих, в частности, растворенной воды, количеством газовых пузырьков и содержанием кристаллов - вкрапленников. Все эти факторы действуют одновременно и поэтому вклад каждого из них оценивается с трудом. Чем ниже температура, тем выше вязкость. Увеличение содержания летучих приводит к ощутимому снижению вязкости лав. Чем более кислая лавы, тем ее вязкость выше. Количество вкрапленников в лаве влияет на ее вязкость при постепенном

увеличении их количества сначала незначительно, но, затем, после порога в 60% возрастает почти мгновенно.

Содержание газовых пузырьков в целом пропорционально уменьшению вязкости лавы, однако в кислых лавах, обычно высоковязких, влияние пузырьков может быть противоположным, т.к. они не могут свободно перемещаться в расплаве и так с высокой вязкостью. Движение лавовых потоков, как правило, ламинарное и, реже, турбулентное, что создает хорошо различимую флюидальную текстуру в породах.

Строение лавовых потоков, как в плане, так и в разрезе сильно зависит от их химического состава и других факторов, рассмотренных выше.

Базальтовые лавовые потоки, как правило, имеют небольшую, в первые метры мощность, и распространяются на многие десятки км, например, на Гавайских островах до 60 км. Миоценовые базальтовые лавовые потоки в долине р.Колумбии на западе США имеют длину до 160 км при максимальной мощности потока до 45 м.

Поверхность базальтовых лавовых потоков формируется за счет быстрого остывания тонкой корочки и пока она еще не потеряла пластичность, происходит ее волочение и сморщивание, наподобие пенки у остывшего киселя. Газовые пузырьки, поднимающиеся сквозь поток, скапливаются под этой корочкой и могут ее даже приподнимать над еще не остывшей лавой. Такая поверхность, напоминающая лежащие канаты называется пахоэхоэ («волнистая», гавайский термин) (рис. 15.4.1). Эти «канаты» всегда направлены выпуклостью по направлению движения потока.

Рис. 15.4.1. Лавы канатные (пахоэхоэ)

Так как с поверхности и с боков потока лава остывает быстрее, а в центре еще продолжается движение поступающих новых порций расплава, то в потоке образуется труба, потому, что последние порции жидкой лавы ушли в головную часть потока.

Поверхность пахоэхоэ осложняется вторичными структурными формами – «пальцами», холмами, грядами, куполами выдавливания, за счет прорыва затвердевшей корки еще жидкой лавы при повышении гидростатического давления. Это же давление ответственно за формирование конусов разбрызгивания - горнитосов, сложенных остывшими брызгами лавы, вырвавшейся под давлением через треснувшую корку.

Другой тип поверхности базальтовых потоков называется аа-лавой и представлен остроугольными обломками лав с многочисленными шипами, отходящими во все стороны от обломков и образующимися при растягивании еще вязкой корки потока, которая неоднократно дробится и вновь возникает. Так формируется поверхность аа-лавы, мощностью в первые метры (рис. 15.4.2).

Рис. 15.4.2. Лава «аа» у Тонгариро (Новая Зеландия) (C.A.Cotton, 1952)

В этих двух видах потоков скорость движения нижних горизонтов меньше, чем верхних, поэтому фронтальная часть потока со временем становится круче и с его верхней части скатываются глыбы и целые блоки, образующие осыпь у подножья фронтального уступа, на который постепенно «наезжают», как гусеница у танка, новые порции потока. Так, в основании потока формируется прослой лавобрекчии, т.е. обломки лавы, лавой же сцементированные, а его верхнюю часть слагают аа-лавы. Иногда на поверхности аа-лав встречаются шаровидные глыбы - аккреционные лавовые шары, диаметром в 2-3 м, образовавшиеся в результате налипания на глыбу еще вязких кусков лавы, когда глыба перекатывается в верхней части потока.

Глыбовая лава, отличается от аа-лавы только отсутствием шипов на остроугольных обломках и более гладкой поверхностью, иногда почти зеркальной. Классические глыбовые лавы наблюдаются в голоценовых, самых молодых дацитовых потоках

Эльбруса, например вдоль канатной дороги от поляны Азау до верхней станции Мир. Глыбовые лавы имеют большую вязкость, чем аа-лавы, поэтому они чаще встречаются в андезитовых,

Рис. 15.4.3. Строение лавового потока среднего состава в продольном разрезе. Черная стрелка – направление движения лавового потока. Тонкие стрелки – обвал глыб с фронта потока. 1 – верхняя лавобрекчия – «аа» лавы, 2 – нижняя лавобрекчия, 3 – столбчатая отдельность, 4 – субстрат

дацитовых и риолитовых лавах. Внутренние части этих потоков нередко обладают слоистой текстурой, связанной с взаимным скольжением слоев разной вязкости. Если фронтальная часть потока уже застыла, а лава продолжает поступать, то слои начинают изгибаться вверх, образуя тонкопластинчатую отдельность.

В плане и в разрезе лавовые потоки характеризуются наличием бортов или бортовых гряд, обычно возвышающихся над центральной частью потока (рис.15.4.4). Эти гряды возникают из-за более быстрого и раннего охлаждения лавы, последующие порции которой движутся как бы уже в твердых лавовых «берегах». На поверхности потока между боковыми грядами возникают напорные валы, обращенные выпуклостью по движению потока, причем их высота увеличивается к фронту потока. Если лава очень жидкая, то потоки имеют уплощенную форму, хотя бортики и напорные валы

сохраняются.

Рис. 15.4.4. Андезитовый голоценовый лавовый поток на Кельском плато (Большой Кавказ): 1 – моногенный лавовый купол, 2 – борт потока, застывший раньше других его частей, 3 – напорные

валы на поверхности потока, 4 – фронт потока