25. Дифференциация магмы и превращение ее в горную породу.

Процесс разделения первоначальной магмы на отдельные магмы, различающиеся по своему валовому химическому составу. Выделяют следующие типы дифференциации:

Дифференциация фракционная

Дифференциация гравитационная

Ликвация

Основной механизм разделения магмы — кристаллизационная дифференциация магмы, т.е. разделение твёрдых кристаллических фаз магмы в процессе её кристаллизации, обусловленное перемещением и пространственным обособлением возникающих минеральных фаз под влиянием различных факторов (например, гравитационное осаждение выделившихся из расплава кристаллов или перемещение их конвекционными токами).

Кристаллизационная дифференциация магмы равновесна, когда между кристаллами и расплавами сохраняется химическое равновесие и происходит механическое отделение кристаллов от равновесной с ними магмы. В случае нарушения равновесия между кристаллами (в целом) и магмой с образованием, например, зональных кристаллов отделение их от магмы приводит к изменению нормального течения реакции кристаллов с расплавом, т.е. к фракционной дифференциация магмы. Последняя широко проявляется при формировании расслоенных интрузий основных и ультраосновных пород, образовавшихся в результате последовательного осаждения продуктов кристаллизации на постепенно поднимающееся дно магматической камеры, а также при формировании глубоко дифференцированных массивов редкометалльных гранитоидов (щелочных, литий-фтористых, онгонитов и др.). Разновидности кристаллизационной дифференциации магмы — дифференциация в процессе зонной плавки, а также кинематически-гравитационная, в результате которой в поднимающейся к верхним горизонтам литосферы колонне магмы происходит обогащение фронтальных её частей SiO2, Al2О3, Na2О, К2О, а в нижних — CaO, MgO, FeO.

Дифференциация магмы ликвационная — разделение расплава на две несмешивающиеся жидкие фазы (разделение в жидком состоянии), возникающие в процессе охлаждения в результате диффузии, гравитации (поднятие или погружение лёгких или тяжёлых молекул) и др. Ряд исследователей относят к ликвационному типу сульфидные месторождения в основных и ультраосновных породах, некоторые железорудные (апатит-магнетитовые) и хромитовые месторождения.

При эманационной дифференциации магмы происходит разделение вещества магматического расплава за счёт образования химических соединений различных компонентов с флюидами, способными к обособлению. Эманационная дифференциация магмы предполагается под воздействием потоков трансмагматических флюидов.

Дифференциация магмы обусловливает не только широкое разнообразие магматических горных пород, но и образование магматических рудных месторождений.

26. Продукты извержения вулканов и строение лавовых потоков.

Твердые продукты. Большинство вулканов одновременно с лавой выбрасывают огромное количество твердых продуктов. Некоторые исследователи, в частности английский вулканолог Тиррель, считают, что количество твердых продуктов в десятки, а то и в тысячи раз превышает количество лавы. Твердые продукты представляют собой обломки самой различной величины - от долей миллиметра до нескольких метров в диаметре. Провести точную грань между жидкими и твердыми продуктами не всегда удается, так как жидкая капелька лавы быстро застывает в воздухе и падает на землю в виде твердого шарика.

Твердые продукты вулканизма подразделяются по величине обломков на следующие типы: 1) вулканический пепел, пыль; 2) вулканический песок; 3) вулканические камешки (дапилли); 4) вулканические бомбы; 5) вулканические глыбы. Все эти продукты извержения образуются за счет раздробления при взрывах застывшей лавы прежних извержений, а также осадочных и магматических пород, слагающих жерло вулкана. Чём больше взрывная волна, тем больше количество твердых продуктов извержения; их очень много при извержениях бандайсанского, катмайского и пелейского типов и относительно мало при извер¬жениях исландского и гавайского типов.

Вулканический пепел представляет собой мельчайшие (от долей до миллиметра) остроугольные обломки пемзы, стекла, различных минералов, видимые только под микроскопом. Цвет вулканического пепла самый разнообразный. Из камчатского вулкана Ксудач в 1907 г. был выброшен пепел желтого цвета, часть пепла вулкана Кракатау имела красный цвет. Вулканический пепел выбрасывается иногда в огромных количествах. При извержении вулкана Ксудач его было выброшена около 3 км³. Еще большее количество пепла (около 20 км³) было выброшено при извержении вулкана Катмай (1912 г.).

Пепел может распространяться на очень большие расстояния от кратера вулкана, так как при взрыве он выбрасывается в высокие слои атмосферы, где разносится воздушными течениями. Предполагается, что вулканический пепел из вулкана Кракатау дважды облетел земной шар, в связи с чем в Европе в последующие годы выпадали дожди красного цвета.

Скорость перелета пепла достаточно большая; во время извержёния вулкана Аски в Исландии через 12 часов после извержения пепел оказался на западном берегу Норвегии, а еще через 10 часов долетел до Стокгольма, т. е. скорость его переноса достигала 80—100 км/час.

Пласты пепловых пород, накопившиеся в результате прошлой деятельности ныне потухших вулканов, встречаются очень часто, причем иногда в значительном удалении от вулкана. Например, пеплы вулканов, извергавшихся в Закарпатье, были встречены к северу от Карпат в Подолии, а пеплы кавказских вулканов встречаются в Воронежской области. Толщина пластов этих пород достигает иногда нескольких метров.

Вулканический песок содержит зерна, более крупные, чем пепел (от 1—5 мм до горошины); состоит он также из мелких перетертых частиц раздробленной лавы и боковых пород; при осаждении обычно бывает перемешан с пеплом.

Из кратера вулкана в большом количестве выбрасываются и более крупные, чем песок и пепел, обломки самых различных размеров — вулканические бомбы. Все они, как правило, угловаты и очень различны по составу.

Во время извержения горы Вулькано однажды была выброшена глыба объемом 25 м³ и весом 68 т. В большом количестве обломки выделяются обычно в первую фазу извержения, когда происходит прорыв основного жерла, затем к ним примешиваются во все возрастающем количестве лапилли и лавовые бомбы. Обломки вместе с вулканическим песком и пеплом скапливаются на склонах вулкана у его подножия и главным образом в рытвинах и канавах, бороздящих склон.

Вулканокластические породы. Весь обломочный материал, выбрасываемый из вулкана, получил название вулканокластического («клястикос» по-гречески — раздробленный). При осаждении, уплотнении и затвердевании этого обломочного материала образуются вулканические породы, которые по способу образования, количеству и размерам обломков и характеру цемента разделяются на туффиты и туфы.

Туффиты осаждаются в водной среде, т. е. в морях и озерах; большинство их формируется при подводных извержениях вулканов. Туффиты бывают часто хорошо слоисты. Они содержат примесь терригенного или органогенного материала, иногда в них встречаются обломки фауны или отпечатки морских животных. В составе туффитов преобладает вулканический материал, а структура, текстура и способ отложения их соответствуют таковым нормальной осадочной породы. Так же как садочные породы обломочного происхождения, туффиты подразделяются по величине обломков на пепловые туффиты, туфопесчаники, туфобрекчии и туфоконгломераты.

Туффы подразделяются по величине обломков на пелитовые и псаммитовые туфы; а по составу на туфы кислых. Средних и основных пород.

Туфы так же как и туффиты , часто содержат примесь материала не вулканогенного происхождения, смытого или сорванного со склонов, а также выброшенного из кратера.

Часто можно обнаружить смешанную туфолавовую породу, образующуюся в том случае, когда на еще не остывшую лаву в большом количестве падал туфогенный материал. Особенно характерны отложения грязевых потоков, которые образуются вследствие обильных дождей, следующих за извержением вулкана. В грязевой поток вовлекается все: пепловый материал, адсорбированный дождевыми каплями в атмосфере; свежий, еще не успевший уплотниться туфогенный материал на склонах; обломки лавы; почва и рыхлые осадочные породы (обломки осыпей и обвалов). Вся масса грязевых потоков, плохо сортированная и очень разнообразная по составу, отлагается у подножия вулканических конусов.

Грязевые потоки, проносясь по рыхлым, часто еще не окончательно закрепленным склонам вулканического конуса, резко изменяют его очертания. На склонах вулкана образуются многочисленные промоины — овраги, радиально расходящиеся от вершины вулкана. Эти промоины именуются барронкосами.

Установить природу образования вулканокластических пород древних потухших вулканов часто бывает очень трудно, поэтому классифицируют их главным образом по составу, а не лс условиям образования. Среди них выделяют: лавовые брекчии, состоящие из обломков лавы, пирокластические породы («пир» по-гречески — огонь) , состоящие из спекшихся обломков туфов и вулканических брекчий, и пирокластически-осадочные породы, которые состоят как из вулканического материала, так и из осадочных пород.

Вулканокластические породы, особенно ископаемые, распространены значительно шире, чем собственно лавы. В Советском Союзе они широко развиты на Малом Кавказе среди отложений юрского и третичного возраста, в Закарпатье — среди отложений неогенового возраста, на Урале и Казахстане — среди палеозойских отложений, на Дальнем Востоке — среди мезозойских и кайнозойских отложений.

Текстуры лавовых потоков определяются пористостью, наличием включений и особенностями строения. По степени пористости лавовые потоки могут быть подразделены на монолитные или слабопористые, сильнопористые или пенистые и пористые пирокластовые, по наличию включений – на кластолавы и лавобрекчии, а по вязкости – на жидкие и вязкие.

Жидкие лавовые потоки обычно маломощные, с пористой зоной вверху и внизу потока, с пузырями, пещерами и тоннелями (рис. 5.12), с волнистой поверхностью и т.д. Вязкие лавовые потоки большей мощностью (до десятков метров), лентообразной формы (рис. 5.13), со слабой пористостью, отсутствием пузырей и полостей, с глыбовой поверхностью различного типа. Ламинарное течение лавы способствует образованию трахитовой структуры, в областях закалки лав стекловатые структуры, далее от поверхности образуются гиалопилитовые, а в центральных частях потоков интерсертальные или долеритовые структуры. Кроме того, в лавах существуют признаки микронеоднородности – наличие моно- и полиминеральных сферолитов, более крупных шаровых обособлений, глобулей, фенокристаллов и др., которые распределяются в потоке в некоторых случаях упорядоченно.

Флюидальность хорошо проявляется в кислых породах, менее чётко в породах среднего состава, и почти не выражена в основных лавах.

Наземные (аэральные) лавовые потоки часто обладают отдельностью: в верхней и нижней части потока пластовой, а в центральной – столбчатой, ориентированной по нормали к границам потока.

Иногда в центральной части потока может быть наклонно залегающая столбчатая отдельность, сформированная чуть позднее отдельности в кровлевой и подошвенной части потока. Её наклон указывает на направление течения лавы (рис 5.14). Столбчатая отдельность свойственна базальтовым лавам платформенного и посторогенного вулканизма, но встречается и в лавах орогенных структур, а также в гипабиссальных дайках.

Потоки и покровы, образовавшиеся в морской среде, более выдержаны по мощности, в пирокластических слоях может наблюдаться градационная слоистость, а в лавовых потоках – подушечная и шаровая отдельность. Накопившиеся на морском дне эффузивные породы подвергаются зеленокаменному перерождению (хлоритизации и серпентинизации), а среди основных пород нередко присутствуют спилиты (альбитизированные диабазы).

Внутренне строение лавовых потоков характеризуется рядом особенностей. Слоистость в них обычно плохо выражена. Для картирования лучше использовать признаки определения кровли и подошвы потоков или покровов. Кровля лавового потока имеет волнистую, пузырчатую поверхность. В верхней части лавового потока массивных и волнистых лав порода будет иметь афанитовый облик, корки взламывания, структуры скручивания, зоны пористых или миндалекаменных пород, а в нижней – порода будет более кристаллической, с обломками нижележащих пород, с экзо- и эндоконтактовой зоной закалки. Между слоем монолитной лавы и лавокластитом обычно находится слой лавобрекчии (рис. 5.15).

В мощных покровах в качестве опорных поверхностей можно использовать границы между отложениями различного состава, которые обычно отличаются окраской текстурой или структурой. В качестве маркирующих горизонтов можно использовать линзы, слои или горизонты пирокластических пород, находящихся между лавовыми потоками.

Строение куполов и экструзий.

В куполах основного и кислого состава в приконтактовых и апикальных частях развивается кластолава и брекчиевая лава. Затем в кислых породах зона перлита (вулканическое стекло со специфической системой мелких свёрнутых и др. трещин) и в центральной части монолитная порода разной степени кристалличности с закономерно расположенными трещинами и иногда с флюидальностью (в кислых породах). В экструзиях указанные закономерности могут не выдерживаться. Кроме того, в ряде случаев экструзиям свойственна столбчатая отдельность.