56. Поствулканические явления и практическое использование гидротерм

После извержений, когда активность вулкана либо прекращается навсегда, либо он

только «дремлет» в течение тысяч лет, на самом вулкане и в его окрестностях

сохраняются процессы, связанные с остыванием магматического очага и называемые

поствулканическими. Выходы вулканических газов на поверхность называются фумаролами (от лат.

«фумо»-дым). Очень часто фумаролы приурочены к радиальным и кольцевым трещинам

на вулканах. Фумарольные газы связаны как с первичными эманациями из

магматического расплава, так и с нагреванием грунтовых вод и превращением их в пар.

Фумаролы подразделяются на сухие высокотемпературные, кислые, щелочно-

нашатырные, сернистые, или сероводородные ( сольфатары, итал. «сульфур» - сера),

углекислые ( мофеты, от итал. «мофетта»- место зловонных испарений). Знаменитые

фумаролы вулкана Сольфатара около Неаполя действуют уже тысячи лет без изменения.

Мофеты, располагающиеся в котловинах, опасны для жизни, так как, газ СО2 будучи

тяжелее воздуха, скапливается в их придонной части, что служит причиной гибели людей

и животных. Горячие источники, или термы, широко распространены в областях современного

и новейшего (плиоцен-четвертичного) вулканизма. Однако не все термы связаны с

вулканами, так как с глубиной температура увеличивается и в районах с повышенным

геотермическим градиентом циркулирующая атмосферная вода нагревается до высоких

температур. Горячие источники вулканических областей, например в Йеллоустонском

парке США, в Италии, Новой Зеландии, на Камчатке, на Кавказе, обладают изменчивым

составом воды и разной температурой, поскольку грунтовые воды смешиваются в разной

пропорции с вулканическими газами и по-разному реагируют с вмещающими породами,

через которые они просачиваются на глубину. Воды бывают натриево-хлоридными,

кислыми сульфатно - .хлоридными, кислыми сульфатными, натриево- и кальциево-

бикарбонатными и др. Нередко в термальных водах содержится много радиоактивных

веществ, в частности радона. Горячие воды изменяют окружающие породы, откладывая в

них окислы и сульфиды железа и изменяя их до глины, превращающейся в кипящую

грязь, как, например, в районе Паужетки на Камчатке, где известны многочисленные

булькающие “котлы” с красноватой грязью температурой около +100ОС (рис. 15.7.1,

15.7.2, 15.7.3). Часто вокруг источников накапливаются отложения кремниевой накипи -

травертина, а если воды содержат карбонат кальция, то откладывается известковый туф.

57-58. Интрузивный магматизм и типы интрузивов

Типы интрузивных массивов; особенности структуры, характерные элементы

Первичные магмы, образуясь на разных глубинах, имеют тенденцию скапливаться

в большие массы, которые продвигаются в верхние горизонты земной коры, где

литостатическое давление меньше. При определенных геологических и, в первую очередь,

тектонических условиях магма не достигает поверхности Земли и застывает

(кристаллизуется) на различной глубине, образуя тела разной формы и размера -

интрузивы. Любое интрузивное тело, будучи окруженное вмещающими породами или

рамой, взаимодействуя с ними, обладает двумя контактовыми зонами. Влияние

высокотемпературной, богатой флюидами магмы на окружающие интрузивное тело

породы приводит к их изменениям, выражающимся по-разному - от слабого уплотнения и

дегидратации до полной перикристаллизации и замещения первичных пород. Такая зона

шириной от первых сантиметров до десятков километров, называется зоной

экзоконтакта, т.е. внешним контактом. С другой стороны, сама внедряющаяся магма, особенно краевые части магматического

тела, взаимодействуя с вмещающими породами и быстрее охлаждаясь, частично

ассимилируют породы рамы, в результате чего изменяются состав магмы, ее структура и

текстура. Такая зона измененных магматических пород в краевой части интрузива

называется зоной эндоконтакта, т.е. внутренней зоной. В зависимости от глубины формирования интрузивные массивы подразделяются

на приповерхностные или субвулканические (последнее слово означает, что магма

почти подошла к поверхности, но все таки не вышла на нее,т.е. образовался “почти

вулкан” или субвулкан) -от первых сотен метров до 1,0-1,5 км; среднеглубинные или

гипабиссальные , - до 1- 3,0 км и глубинные, или абиссальные ,- глубже 3,0 км. Подобное

разделение не очень строгое, но в целом достаточно отчетливое. Глубинные породы,

застывавшие медленно, обладают полнокристаллической структурой, а

приповерхностные, в которых падение температуры было быстрым,- порфировой, очень

похожей на структуру вулканических пород. По отношению к вмещающим породам интрузивы подразделяются на

конкордантные или согласные и дискордантные – несогласные. Согласные интрузивы обладают разнообразной формой. Наиболее широко среди них

распространены силлы или пластовые тела, особенно в платформенных областях, где

отложения залегают почти горизонтально. Базальтовые силлы, широко развиты по краям

обширной впадины - Тунгусской синеклизы на Сибирской платформе, где они образуют

многоэтажные системы плоских линзовидных интрузивных тел, соединенных тонкими

подводящими каналами. Мощность силлов колеблется от первых десятков см до сотен

метров. На Сибирской платформе они образуют т.н. трапповую формацию (трап -

лестница, шведск.). Т.к. силлы более прочные, чем вмещающие породы, они выделяются

в рельефе в виде «ступеней гигантской лестницы». Силлы часто дифференцированы, и тогда в их подошве скапливаются более тяжелые

минералы, образовавшиеся раньше более легких. Поэтому и состав пород силла на разных

уровнях становится различным - более основным в низу и более кислым - в верху. Для

того, чтобы магма внедрялась в слои, наподобие ножа в листы книги, необходимы

условия тектонического растяжения, как это происходило в Тунгусской синеклизе по ее

краям (рис.15.2.4). За счет внедрения в слоистую толщу множества силлов, увеличение ее

мощности может достигать сотен метров и даже первых км. При этом слои вмещающих

пород не деформируются, а лишь перемещаются по вертикали, как бы «разбухая».

Лополлит (лопос - чаша, греч.) - чашеобразный согласный интрузив, залегающий в

синклинальных структурах и также как и силл, образующийся в условиях тектонического

растяжения, когда магма легко заполняет ослабленные зоны, не деформируя сильно

вмещающие слои.. Размеры лополитов в диаметре могут достигать десятков километров, а

мощность - многих сотен метров. Крупнейшие дифференцированные лополиты -

Бушвельдский в Южной Африке, площадью в 144 000 км2 и Сёдбери в Канаде.

Чашеобразная форма лополитов связана еще и с явлением проседания субстрата, под

весом внедрившейся магмы. Лакколиты в классическом виде представляют грибообразные тела, что свидетельствует

о сильном гидростатическом давлении магмы, превышающем литостатическое в момент

ее внедрения. Магма приподнимает вышележащие слои, «накачиваясь» в межслоевое

пространство. Обычно лакколиты относятся к малоглубинным интрузивам, т.к.

«приподнять» мощную толщу пород даже для большой порции магмы затруднительно.

Идеальные грибовидные лакколиты встречаются не так уж и часто. Пожалуй, наиболее

типичный пример - это лакколиты гор Генри в США. Многочисленные т.н. лакколиты в

районе Минеральных Вод на Северном Кавказе или на Южном берегу Крыма, на самом

деле представляют собой каплевидные массивы, напоминающие «редьку хвостом вниз».

Только в верхней части таких «капель» - магматических диапиров, слои залегают

согласно с кровлей интрузива, а далее вниз он их пересекает, т.е. становится несогласным

по отношению к вмещающим породам. Несогласные интрузивы пересекают, прорывают пласты вмещающих пород. К наиболее распространенным несогласным интрузивам относятся дайки (дайк, дейк - забор, шотл.), тела, длина которых во много раз превышает их мощность, а плоскости контактов

практически параллельны (рис. 15.2.5). Дайки обладают длиной от десятков метров до

многих сотен км, например, Великая дайка Родезии нижнепротерозойского возраста

млн. лет имеет длину км, при ширине км. Естественно предположить, что образование даек связано с внедрением магмы по трещинам в условиях тектонического растяжения. Внедрение даек было хорошо изучено в Исландии, где их количество очень

велико в связи с тем, что Исландия представляет собой приподнятую над поверхностью

океана часть Срединно-Атлантического хребта, осевая рифтовая зона которого является

дивергентной зоной, где происходит наращивание океанского дна, его спрединг.

Вертикальные дайки ориентированы перпендикулярно оси минимальных сжимающих

напряжений. Широким распространением пользуются штоки (schtoch - палка, нем.) -

столбообразные интрузивы изометричной формы с крутыми контактами, площадью

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. 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.