Файл: Образовательная автономная некоммерческая организация высшего образования Московский открытый институт.pdf

111 базальтовые дайки, наличие пустот исключено, поэтому только гидроразрыв может обеспечить раздвигание пород и внедрение магмы.
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 размеры.
Рис. 45. Формы интрузивных тел:
1) дайка; 2) штоки; 3) батолит; 4) гарполит; 5) силлы; 6) лополит; 7)
лакколит; 8) магматический диапр; 9) факолит; 10) бисмалит
Широким распространением пользуются и штоки, столбообразные интрузивы изометричной формы с крутыми контактами, площадью менее
100 – 150 км
2
Крупные гранитные интрузивы площадью во многие сотни и тысячи квадратных километров 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». Занимая огромные площади и объемы, гранитные батолиты образуются в результате магматического замещения вмещающих пород,

112 поэтому внутренняя структура батолитов нередко определяется структурой тех толщ, которые подвергались такому замещению. 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 Северо-Американских Кордильерах длина батолита превышает 2000 км. Батолиты – это абиссальные интрузивы, как и многие штоки, в то время как дайки являются приповерхностными или малоглубинными образованиями.
Согласные интрузивы обладают разнообразной формой. Наиболее широко в платформенных областях распространены среди них силлы, или пластовые интрузивы, залегающие среди слоев параллельно их напластованию. Широко развиты базальтовые силлы в Тунгусской синеклизе Сибирской платформы, где они образуют многоэтажные системы плоских линзовидных интрузивов, соединенных узкими и тонкими подводящими каналами. Мощность силлов колеблется от первых десятков сантиметров до сотен метров. Силлы часто дифференцированы, и тогда в их подошве скапливаются более тяжелые минералы ранней кристаллизации. Силлы образуются в условиях тектонического растяжения, и общее увеличение мощности слоистых толщ за счет внедрения в них пластовых интрузивов может достигать многих сотен метров и даже первых километров. При этом слои вмещающих пород не деформируются, а лишь перемещаются по вертикали.
Лополит – чашеобразный согласный интрузив, залегающий в синклиналях и мульдах. Размеры лополитов в диаметре могут достигать десятков километров, а мощность – многих сотен метров. Как правило, лополиты развиты в платформенных структурах, сложены породами основного состава и формируются в условиях тектонического растяжения и опускания. Крупнейшие дифференцированные лополиты –
Бушвельдский в Южной Америке и Седбери в Канаде.
Лакколиты представляют грибообразные тела, что свидетельствует о сильном гидростатическом давлении магмы, превышающем литостатическое в момент ее внедрения. Обычно лакколиты относятся к малоглубинным интрузивам.
Многие интрузивные массивы, описываемые как лакколиты, например, в районе Минеральных Вод на
Северном Кавказе, или на Южном побережье Крыма – Аю-Даг, Кастель и др., обладают согласными контактами только в верхней, антиклинальной части. Их более глубокие контактовые зоны уже рвущие и в целом форма тела напоминает редьку хвостом вниз, т. е. магматический диапир, а не лакколит.
Существуют и другие менее распространенные формы интрузивных тел. Факолит – линзовидные тела, располагающиеся в сводах антиклинальных складок, согласно с вмещающими породами.

113
Гарполит – 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.
Проблема пространства в интрузивном магматизме обсуждается уже много десятилетий, и она особенно непроста, когда дело касается огромных гранитных батолитов. В других случаях этот вопрос решается легче. 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.
Внутреннее строение интрузивов выявляется по форме их контактов и по ориентированным первичным текстурам, возникающим в магматическом теле еще тогда, когда оно находилось в жидком состоянии, связанном 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.
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 важных причин извержений магмы является ее дегазация. Именно газы, заключенные в расплаве, служат тем «движителем», который вызывает извержение. В зависимости от количества газов, их состава и температуры они могут выделяться из магмы относительно спокойно, тогда происходит излияние – эффузия лавовых потоков. Когда газы отделяются быстро, происходит мгновенное вскипание расплава и магма разрывается расширяющимися газовыми пузырьками, вызывающими

114 мощное взрывное извержение – эксплозию. Если магма вязкая и температура ее невысока, то расплав медленно выжимается, выдавливается на поверхность, происходит экструзиямагмы.
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.
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 содержатся водяной пар, диоксид углерода (СО
2
), оксид углерода (СО), азот (N
2
), диоксид серы (SO
2
), оксид серы (III) (SO
3
), газообразная сера
(S), водород (H
2
), аммиак (NH
3
), хлористый водород (HCL), фтористый водород (HF), сероводород (H
2
S), метан (CH
4
), борная кислота (Н
3
ВО
2
), хлор (Cl), аргон и другие, хотя преобладают Н
2
О и СО
2
. Присутствуют хлориды щелочных металлов, а также железа. 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, т. е. от типа земной коры. По данным японских ученых, зависимость состава вулканических газов от температуры выглядит следующим образом:
Данные 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. Ниже +100 o
С пары воды превращаются в жидкость, которая реагирует с малорастворимыми соединениями типа HC1, образуя агрессивные кислоты. В газах
Ключевского вулкана на Камчатке при 800 – 300 ºС преобладали H
2
, HF,
СО, CO
2
, SO
2
; при 200 – 150 o
С – H
2
, HC1, СО, CO
2
, SO
2
; при 100 – 56 o
С
– CO
2
, SO
2
; при 81 – 50 o
С – CO
2
. Газы континентальных вулканов резко отличаются от газов вулканов, расположенных на островах в океанах.

115
Жидкие вулканические продукты представлены лавой – магмой, вышедшей на поверхность и уже сильно дегазированной. Термин «лава» произошел от латинского слова «лавер» (мыть, стирать) и раньше лавой называли грязевые потоки. Главные свойства лавы – химический состав, вязкость, температура, содержание летучих – определяют характер эффузивных извержений, форму и протяженность лавовых потоков.
Шире всего распространены основные – базальтовые лавы, и в настоящее время наиболее крупные объемы единовременно излившихся лав также принадлежат базальтам. Так, при извержении вулкана Лаки в Исландии в
1783 г. объем базальтов составил 12 км
3
, что привело к гибели 10 000 человек. Базальтовые лавы при выходе на поверхность имеют высокую до 1100 – 1200 o
С температуру и малую 1
·
10 4
Па
· с вязкость, что связано с деполимеризацией алюмосиликатного расплава. Такие жидкие, подвижные лавы текут со скоростью до 60 км/ч при небольших уклонах, образуя лавовые «реки». Если рельеф слабо расчлененный, то жидкие базальты образуют обширные покровы.
Остывающие базальтовые лавы, первоначально нагретые до +1100 o
С, еще могут течь даже при температуре +700 o
С. На таких подвижных базальтовых лавах быстро образуется корка мощностью в десятки сантиметров, под которой еще долгое время лава остается раскаленной.
Поверхность базальтовых лавовых потоков нередко имеет вид толстых канатов, причудливо изгибающихся. Такие лавы называются канатными, или пахоэхоэ. Ниже сморщенной в «канаты» поверхности потока часто возникают полости, трубы и туннели, с потолков которых свисают лавовые «сосульки». Для более вязких лав характерна глыбовая поверхность, называемая «aa»-лавой, которая состоит из остроугольных, часто с шипами и отростками обломков, являющихся раздробленной остывшей коркой. Базальты, изливающиеся в подводных условиях, образуют подушечные, или пиллоу-лавы, размер «подушек» которых достигает 1 – 2 метров. В разрезе «подушек» отчетливо видны внешняя быстро застывшая стекловатая корка и более раскристаллизованное внутреннее ядро, нередко имеющее радиальную отдельность.
Промежутки между лавовыми «подушками» заполнены либо осадочным материалом, либо продуктами разрушения лав – мелкими стекловатыми обломками. Пиллоу-лавы изливаются сейчас в рифтовых зонах срединно- океанских хребтов. Важное геологическое значение, как индикатор морских обстановок, имеют спилиты – подушечные лавы с большим содержанием натрия, т. е. альбитизированные.
Нередко поверхность лавового потока, изливающегося в океане, море, озере или во льдах, очень быстро охлаждается, превращаясь в вулканическое стекло, которое, растрескиваясь в воде, образует массу пластинчатых осколков стекла. Подобные потоки называются гиалокластитами. В Исландии лавы, проходя подо льдом, формировали потоки гиалокластитов в десятки километров длиной.

116
Более кислые, вязкие и низкотемпературные лавы – андезиты, дациты, риолиты – образуют сравнительно короткие и мощные потоки, обладающие вполне закономерным строением. Лавовый поток, быстро остывая с поверхности, покрывается коркой с глыбами. Эта корка, достигая фронтальной части потока, обрушивается вниз, формируя раскаленную осыпь, на которую лавовый поток накатывается, как гусеница танка. Так образуется лавобрекчия в подошве и в кровле потока
(рис. 46). Средняя часть лавового потока остывает гораздо медленнее, и в ней, благодаря сокращению объема, возникают трещины растяжения, растущие как от подошвы вверх, так и от кровли вниз. Ведущей силой здесь является термонапряжение. Как только температура упадет настолько, что возникающие термонапряжения превысят прочность породы, она разорвется на некотором расстоянии, так как далее температура еще будет слишком высока. Так трещины продвигаются прерывисто снизу-вверх и сверху вниз, встречаясь ниже середины потока, потому что остывание сверху идет быстрее. Образуется столбчатая отдельность, всегда располагающаяся перпендикулярно поверхности охлаждения, т. е. рельефу подошвы потока или стенкам дайки.
Расположение столбов позволяет реконструировать древний рельеф, на который изливались лавы.
Рис. 46. Строение лавового потока:
1) глыбовая корка; 2) лавобрекчия в подошве потока; 3) расплав
внутренней части потока; V1, V2) скорости движения
Твердые и частично первоначально жидкие вулканические продукты, имеющие различную форму и размеры, образуются во время эксплозивных – взрывных извержений. В зависимости от силы газовых взрывов и состояния вулканического материала – жидкого или твердого
– происходит либо разбрызгивание расплава, либо его разрыв и распыление на значительном пространстве.
При слабых взрывах расплескиваемая лава образует по краям кратера скопления спекшихся «лепешек» и «капель» лавы, и такие конусы называются капельными, а породы – агглютинатами. При сильных взрывах раскаленные, еще жидкие лавы выбрасываются в воздух по параболическим траекториям на десятки и сотни метров. Закручиваясь в

117 воздухе и остывая, они падают на склоны вулкана, обладая грушевидной или крученой формой, и при размерах в первые сантиметры и больше называются вулканическими бомбами. Часто куски лавы, застывая в воздухе, превращаются в стекловатые шлаки, которые, падая на землю, также спекаются в плотную массу. Во время взрывов газовой струей захватываются уже ранее затвердевшие вулканические породы, образуя бомбы, несущие на поверхности следы растрескивания и оплавления.
Иногда жидкая центральная часть бомбы раздувается, и тогда на ее поверхности появляются трещины, напоминающие «хлебную корку».
Крупные угловатые бомбы такого материала достигают первых десятков сантиметров в диаметре. Скопление вулканических бомб обычно называют агломератом.
Если выброшенный вулканический материал имеет размерность 5,0
– 1,0 см, то он называется лапиллями (от итал. «лапилли» – шарик), а более мелкий – вулканическим песком, пеплом и пылью. Последняя обладает микронной размерностью и разносится на тысячи километров.
Так, при грандиозном взрыве вулкана Кракатау в 1883 г. тончайшая пыль обошла в верхних слоях атмосферы весь Земной шар, вызвав образование серебристых облаков. Мощные взрывы, дробящие уже отвердевшие вулканические породы и распыляющие жидкую лаву, выбрасывают в воздух не только бомбы и обломочки стекла, но и кристаллы минералов, их обломки. Такие мелкообломочные вулканические породы, состоящие из ювенильного (т. е. принадлежащего магме данного извержения) и резургентного (раздробленные породы вулкана) материала, называются туфами, размер обломков, в которых колеблется от 1 – 2 до долей мм. В настоящее время для всех рыхлых продуктов вулканических извержений используется термин тефра.
Типы вулканических построек. В общем виде вулканы подразделяются на линейные и центральные, однако это деление в известной мере условно, так как большинство вулканов так или иначе приурочены к линейным тектоническим нарушениям в земной коре (рис.
47).

118
Рис. 47. Вулканы трещинного (А) и щитового центрального (Б) типов
Линейные вулканы, или вулканы трещинного типа, обладают протяженными подводящими каналами, связанными с глубоким расколом. Как правило, из таких трещин изливается базальтовая жидкая магма, которая, растекаясь в стороны, образует крупные лавовые покровы. Вдоль трещин возникают пологие валы разбрызгивания, широкие плоские конусы, лавовые поля. Часто трещины возникают параллельно друг другу.
В случае магмы более кислого состава образуются линейные экструзивные валы и массивы, сложенные выжатой лавой. Когда происходят взрывные извержения, то могут возникать эксплозивные рвы протяженностью в десятки километров.
Вулканы центрального типа имеют центральный подводящий трубообразный канал, или жерло, ведущее к поверхности от магматического очага. Жерло оканчивается расширением, называемым кратером, который по мере роста вулканической постройки перемещается вверх. Кратеры меняют свою форму и размеры после каждого извержения. У вулкана центрального типа кроме главного кратера могут быть и побочные, или паразитические, кратеры, расположенные эксцентрично на его склонах и приуроченные к кольцевым или радиальным трещинам. Нередко в кратерах существуют озера жидкой лавы. В других случаях, когда лава обладает высокой вязкостью, в кратерах растут купола выжимания, закупоривающие жерла, подобно
«пробке», что приводит к сильнейшим взрывным извержениям, давление газов эту «пробку» вышибает из жерла.
Форма вулканов центрального типа зависит от состава и вязкости магмы. Горячие и легкоподвижные базальтовые магмы создают обширные и плоские щитовые вулканы, как, например, Мауна-Лоа на
Гавайских островах. Если вулкан периодически извергает то лаву, то пирокластические продукты, возникает конусовидная слоистая

119 постройка, называемая стратовулканом (рис. 48). Идеальный конус стратовулкана имеет у кратера углы наклона в 40
o
, а у подножья – 30
o
, профиль его получается слегка вогнутым. Склоны стратовулканов часто бывают покрыты глубокими радиальными оврагами, называемыми барранкосами. Вулканы центрального типа могут быть либо чисто лавовыми, либо образованными только рыхлыми вулканическими продуктами – шлаками, туфами и т. д., либо смешанными, т. е. стратовулканами. Различают моногенные и полигенные вулканы (рис.
49). Первые возникли в результате одноактного извержения, вторые – многократных извержений. Вязкая кислая, низкотемпературная магма, медленно выдавливаясь из жерла, образует экструзивные купола. В случае очень высокой вязкости могут сформироваться выжатые
«обелиски» или «иглы», подобно игле вулкана Мон-Пеле, возникшей в
1902 г.
Рис. 48. Схема строения стратовулкана:
1, 2, 3) стадии излияния лавы; 4) кальдера; 5) канал; 6) вершинный
конус; 7) лавовый поток; 8) магматический очаг; 9) жерло вулкана
В случае чисто газовых взрывов, пробивающих себе дорогу через осадочные или какие-нибудь другие породы, формируются воронки – маары (озера), заполняющиеся впоследствии водой. Брекчия взрыва в таких жерлах может вообще не содержать вулканического материала и состоять только из обломков вмещающих жерло пород.
Отрицательные формы рельефа, связанные с вулканами центрального типа, представлены кальдерами – крупными провалами округлой формы, диаметром в несколько километров.