Размещено на http://www.allbest.ru/

Министерство образования и науки Российской Федерации

Федеральное государственное автономное образовательное учреждение высшего профессионального образования

«Южный федеральный университет»

Геолого-географический факультет

МЕТОДИЧЕСКОЕ ПОСОБИЕ

по разделам курса «Общая геология»

«Магматические горные породы и принципы классификации»

для студентов бакалавриата

по направлению 020300 «Геология»

О.С. Бондарева

Ростов-на-Дону, 2012



Методическое пособие разработано доцентом кафедры общей и исторической геологии О.С. Бондаревой.

Печатается в соответствии с решением кафедры общей и исторической геологии геолого-географического факультета ЮФУ, протокол № 5 от 21.11. 2011 г.

Бондарева О.С. Методическое пособие по разделам курса «Общая геология». «МАГМАТИЧЕСКИЕ ГОРНЫЕ ПОРОДЫ И ПРИНЦИПЫ КЛАССИФИКАЦИИ » Ростов-на-Дону, ЮФУ, 2012.-48с.

Предназначено в качестве пособия для подготовки бакалавров по направлению «Геология».

В учебном пособии рассматривается магматизм, как процесс выплавления магмы, её дальнейшего развития, перемещения, и застывания. Понятие о магме, её типах, кристаллизации, свойствах. Принципы классификации магматических горных пород. Вулканические и интрузивные процессы, типы интрузивных и эффузивных тел.



Содержание

• Введение
• 1. Магматические горные породы - результат кристаллизации природного расплава (магмы)
• 1.1. Механизм зарождения магмы
• 1.2 Процесс эволюции магмы и его влияние на разнообразие магматических горных пород
• 1.3 Интрузивный магматизм и его горные породы
• 1.4 Эффузивный магматизм и его горные породы
• 2. Магматические горные породы и принципы их классификации
• 2.1 Структуры магматических горных пород
• 2.2 Текстуры магматических горных пород
• 2.3 Классификации магматических горных пород
• 2.4 Краткое описание магматических горных пород
• 3. Вопросы коллоквиума по общей геологии к модулю №4 «Эндогенные процессы»
• Литература к модулю
• Литература


Введение

Магматические горные породы образуются из природного огненно-жидкого расплава, обогащенного летучими компонентами (H₂O, CO₂, CO, H₂S и другие), называемого магмой.

Процессы зарождения, проникновения и кристаллизации магмы, и явления, сопровождающие их, объединяются под понятием магматизм.

Магма образуется в земной коре или в верхней мантии. Необходимое тепло, преимущественно обеспечивается радиоактивным распадом урана, тория и калия-40. Магма поднимается благодаря давлению сбоку и сверху более тяжелых и твердых пород.

Магматический материал может застывать на разных глубинах земной коры, образуя интрузии или выходить (изливаться, выжиматься) на дневную поверхность в виде эффузивного магматизма (вулканизма).

Все магматические тела различаются по способу формирования, глубине залегания, отношению с вмещающими породами, по площадям распространения. От этого зависят минералогический и химический состав, структурные и текстурные параметры магматических горных пород, слагающих эти тела, что и положено в основу их классификационных признаков.

Данное учебно-методическое пособие дает основное представление о многообразии процессов магматизма, что способствует пониманию классификационных принципов магматических горных пород. Дает варианты классификаций магматических горных пород и приводит примеры их практического использования.



1. Магматические горные породы - результат кристаллизации природного расплава (магмы)

Начальная стадия магматической деятельности - образование магмы, тела расплавленных пород в недрах Земли.

Магматический расплав может содержать взвешенные кристаллы и растворенные газы, особенно водяные пары.

Основным источником плавления пород является радиоактивный распад. Радиоактивность сопровождается излучением элементарных частиц или лучей, кинетическая энергия которых при поглощении их окружающими породами переходит в тепло. По данным Уэзерила (1966 г.) 1г ²³⁸ U дает 0,71кал, 1г ²³⁵U - 4,3 кал, 1г ²³²Th - 0,20 кал, 1г ⁴⁰К - 0,21 кал в год.

Общее количество тепла, поступающего из недр на поверхность Земли, составляет около 7*10¹² кал/с. Это очень большое количество, хотя составляет менее 1% от поступающей на Землю солнечной энергии.

Для плавления пород требуется определенное пространство, так как при этом процессе их объем увеличивается примерно на 1/10 от твердого состояния.

Более легкая магма выжимается вверх по трещинам и разломам в область с меньшим давлением. Она может застывать медленно, остывая ниже земной поверхности или прорываться наружу в виде вулканических извержений и застывать быстрее. Но при любом варианте идет кристаллизация магмы и формируются магматические горные породы.

1.1. Механизм зарождения магмы

Магматический расплав образуется путем плавления локальных участков мантии или земной коры. Большинство очагов плавления располагается на относительно небольших глубинах в интервале от 15 до 250 км. Существует несколько причин плавления.

Первая причина связана с быстрым подъёмом горячего пластичного глубинного вещества из области высоких в область более низких давлений. Снижение давления (при отсутствии существенного изменения температуры) приводит к началу плавления.

Вторая причина связана с повышением температуры (при отсутствии изменения давления). Причиной разогрева пород является обычно внедрение в них горячих магм и сопровождающего их потока флюидов.

Третья причина связана с дегидратацией минералов в глубоких зонах земной коры. Вода, выделяясь при разложении минералов, резко (на десятки - сотни градусов) снижает температуру начала плавления пород. Таким образом, плавление начинается за счёт появления в системе свободной воды.

Рассмотренные варианты механизма зарождения расплава нередко сочетаются: 1) подъём астеносферного вещества в область пониженного давления приводит к началу его плавления; 2) образовавшаяся магма внедряется в литосферную мантию и нижнюю кору, приводя к частичному плавлению слагающих их пород; 3) подъём расплавов в менее глубинные зоны коры, где присутствуют гидроксилсодержащие минералы (слюды, амфиболы), приводит, в свою очередь, к плавлению пород при выделении воды.

Говоря о механизмах зарождения расплавов необходимо отметить, что в большинстве случаев происходит не полное, а лишь частичное плавление субстрата (пород, подвергающихся плавлению). Возникающий очаг плавления представляет собой твёрдую породу, пронизанную заполненными расплавом капиллярами. Дальнейшая эволюция очага связана либо с выжиманием этого расплава, либо с увеличением его объёма, приводящего к образованию «магматической каши» - магмы, насыщенной тугоплавкими кристаллами. При достижении 30-40 объёмных % расплава эта смесь приобретает свойства жидкости и выжимается в область более низких давлений.

Подвижность магмы определяется её вязкостью, зависящей от химического состава и температуры. Наиболее низкой вязкостью обладают глубинные мантийные магмы, имеющие высокую температуру (1600-1800 ⁰С в момент зарождения) и содержащие мало кремнезёма (SiO₂).

Наибольшая вязкость присуща магмам, возникшим за счёт плавления вещества верхней континентальной коры при дегидратации минералов: они образуются при температуре 700-600 ⁰С и максимально насыщены кремнезёмом.

Магматический расплав, выжимаемый из межзерновых пор, фильтруется вверх со скоростью от нескольких сантиметров до нескольких метров в год. Если же значительные объёмы магмы внедряются по трещинам и разломам скорость их подъёма значительно выше. Согласно расчётам, скорость подъёма некоторых ультраосновных магм (излияние на поверхность которых приводило к образованию редких эффузивных ультраосновных пород) достигала 1-10 м/с.

1.2 Процесс эволюции магмы и его влияние на разнообразие магматических горных пород

Состав и особенности образующихся из магмы горных пород определяются сочетанием следующих факторов: исходным составом магмы, процессами её эволюции и условиями кристаллизации.

Магматические расплавы поступают из мантии или образуются в результате плавления пород земной коры. Как известно, химический состав мантии и коры различны, что в первую очередь и обуславливает различия состава магм.

Магмы, возникающие за счет плавления мантийных пород, как и сами эти породы, обогащены основными оксидами - FeO, MgO, CaO, поэтому такие магмы имеют ультраосновной и основной состав. При их кристаллизации образуются, соответственно, ультраосновные и основные магматические породы, наиболее обедненные кремнеземом (SiO₂).

Магмы, возникающие при плавлении пород земной коры, обедненной основными окислами, но резко обогащенной кремнеземом, имеют кислый состав и при их кристаллизации образуются кислые породы.

Однако первичные магмы в ходе эволюции часто претерпевают существенные изменения состава, связанные с процессами, приводящими к разделению единой гомогенной магмы на фракции, из которых формируются разные типы магматических пород. Главными процессами при этом являются кристаллизационная (фракционная) дифференциация, осаждение кристаллов или флотация, истечение газов, отделение несмешивающихся фракций (ликвация), гибридизм, ассимиляция, что порождает многообразие изверженных горных пород.

Кристаллизационная дифференциация вызывает разделение магмы на две фракции - кристаллы и расплав. Как известно, согласно ряду Боуэна (рисунок 1), не все минералы кристаллизуются одновременно - первыми из расплава выделяются оливины и пироксены.

Рисунок 1 - Упрощенная схема ряда Боуэна

Имея большую, чем остаточный расплав плотность, если вязкость магмы не слишком велика, они осаждаются на дно магматической камеры, что препятствует их дальнейшей реакции с расплавом. В таком случае остаточный расплав будет отличаться по химическому составу от исходного (т. к. часть элементов вошла в состав минералов) и обогащается летучими компонентами (они не входят в состав минералов ранней кристаллизации). Следовательно, минералы ранней кристаллизации в таком случае образуют одну горную породу, а из оставшейся магмы будут образовываться другие, иные по составу, породы.

Процессы кристаллизационной дифференциации типичны для основных расплавов. Осаждение фемических минералов (оливин, пироксен) приводит к расслоенности в магматической камере - её нижняя часть приобретает ультраосновной состав, а верхняя - основной. При благоприятных условиях дифференциация может привести к выделению небольшого объёма кислого расплава из первично основной магмы.

Истечение газа заключается в перемещении пузырьков газа вверх через магму с выносом захваченных кристаллов и вытягиванием наверх интерстициальной жидкости.

Ликвация представляет собой процесс разделения магмы при понижении температуры на два несмешивающихся расплава с различным химическим составом (в самом общем виде протекание этого процесса можно представить, как процесс разделения воды и масла из их смеси). Соответственно, из разделившихся магм будут кристаллизоваться различные по составу породы.

Гибридизм («hibrida» - помесь) - процесс смешения разных по составу магм или усвоения магмой вещества вмещающих пород. Взаимодействуя с отличными по составу вмещающими породами, захватывая и перерабатывая их фрагменты, магматический расплав обогащается новыми компонентами и приводит к образованию неравновесных минералов.

Ассимиляция - это поглощение магмой твердых пород, окружающих интрузию, особенно в случае магм, образующихся в зонах субдукции и затем поднимающихся к поверхности. Растворение вмещающих пород может существенно менять состав магмы.

Например, путем взаимодействия магм основного состава с кислыми вмещающими породами образуется смешанные породы среднего состава. Или, напротив, внедрение кислых магм в породы богатые основными оксидами, может также привести к возникновению средних пород.

Следует также принимать во внимание, что в процессе эволюции магматического расплава отмеченные процессы могут сочетаться.

Процессы химической эволюции магмы безусловно влияют на минеральный состав кристаллизующихся пород, однако, следует учитывать, что из одной и той же по химическому составу магмы все же могут образовываться разные породы. Это связано с условиями кристаллизации магмы и, прежде всего, с глубиной.

По условиям глубинности образования (или по фациальному признаку) магматические породы разделяются на интрузивные, или глубинные, и эффузивные, или излившиеся, породы (рисунок 2).

Рисунок 2 - Блок-диаграмма, показывающая структурные соотношения различных типов интрузивных и эффузивных пород (По Ф.П.Янгу).



Интрузивные породы образуются при кристаллизации магматического расплава на глубине в толщах горных пород и в зависимости от глубины образования разделяются на две фации: 1) абиссальные породы, образовавшиеся на значительной глубине (несколько км), и 2) гипабиссальные, которые образовались на относительно небольшой глубине (около 1-3 км).

Эффузивные породы образуются в результате застывания излившейся на поверхность или дно океанов лавы.

Таким образом, выделяются следующие основные фации: абиссальная, гипабиссальная и эффузивная (рисунок 3). Помимо трех названных фаций выделяют также субвулканические и жильные породы. Первые из них образуются в приповерхностных условиях (до первых сотен метров) и имеют близкое сходство с эффузивными породами, вторые близки гипабиссальным. Эффузивные породы нередко сопровождаются пирокластическими образованиями, состоящими из обломков эффузивов, их минералов и вулканического стекла.

Существенные различия в характере проявления магматических процессов в глубинных и поверхностных условиях делают необходимым различать интрузивные и эффузивные процессы.

Рисунок 3 - Фации магматических горных пород



1.3 Интрузивный магматизм и его горные породы

Мировые полевые наблюдения показывают, что большая часть магмы (9/10 или более) не изливается на поверхность в виде вулканического материала, а затвердевает под землей. Образовавшиеся таким образом на глубине тела называют интрузиями, так как они внедряются (интрудируют от «intrusion» - внедрение) в окружающие породы, где остывают и кристаллизуются. На поверхность интрузии выступают после длительной эрозии и удаления перекрывающих их пород. Становление интрузий может происходить на сравнительно малых глубинах или в виде очень глубоко залегающих плутонических масс (Плутон - бог подземного мира).

Многие интрузии просто заполняют трещины, пронизывающие вмещающие породы, и располагаются несогласно (дискордантно) по отношению к ним. Другие «втискиваются» между пластами горных пород и являются согласными (конкордантными) образованиями.

Неглубокие (гипабиссальные) интрузии. Форма гипабиссальных интрузий приспосабливается к структуре вмещающих пород, в которые они внедряются. Размеры гипабиссальных интрузий сильно варьируют.

К согласно залегающим относятся: силлы, лополиты, лакколиты (рисунок 4).

а) лополит; б) силлы; в) лакколит.

Рисунок 4 - Согласные формы интрузивных пород.

Силлы (англ. sill - порог) представляют собой согласные пластообразные интрузивные тела, образующиеся в условиях растяжения земной коры (рисунок 4). Они обычно имеют толщину от нескольких метров до сотен метров. Занимают площади от долей квадратных километров до сотен квадратных километров.

Внедрение большого количества силлов в слоистую толщу образует подобие слоёного пирога. При этом в результате эрозии прочные магматические породы в рельефе образуют «ступени» (англ. «sill» -- порог). Такие многоярусные силлы, сложенные основными породами, широко распространены на Сибирской платформе (в составе Тунгусской синеклизы), на Индостане (Декан) и других платформах.

Лополиты (греч. lapos - чаша, блюдо) - это крупные согласные интрузивные тела блюдцеобразной формы (рисунок 4). Мощность лополитов достигает сотен метров, а диаметр - десятков километров. Наиболее крупным является Бушвельдский в Южной Африке. Образуются в условиях тектонического растяжения и опускания.

Лакколиты (греч. lakkos - яма, подземелье) - согласное интрузивное тело грибообразной формы (рисунок 4). Кровля лакколита имеет выпуклую сводообразную форму, подошва обычно горизонтальная. Формируются в условиях значительного давления внедряющейся магмы на слоистые вмещающие породы и являются малоглубинными интрузиями, поскольку в глубоких горизонтах давление магмы не может преодолеть давление мощных толщ вышележащих пород.

К наиболее распространённым несогласным формам относятся дайки и жилы.

Дайка (шотл. dyke - стена) - несогласное интрузивное тело пластинообразной формы (рисунок 5). Образуются в гипабиссальных и субвулканических условиях при внедрении магмы по разломам и трещинам. Мощность даек колеблется от 1 миллиметра и меньше до десятков (реже сотен) метров, в длину они достигают десятков километров. В некоторых случаях образуются рои даек, заполняющих параллельные, пересекающиеся или радиально расположенные разрывы. В результате действия экзогенных процессов вмещающие осадочные породы разрушаются быстрее, чем залегающие в них дайки из-за чего в рельефе последние напоминают разрушенные стены.

а) дайки.

Рисунок 5 - Секущие формы залегания интрузивных тел.

Жилами называют небольшие секущие тела неправильной формы (рисунок 5).

Глубинные (абиссальные) интрузивные тела. Наиболее крупными интрузивными телами глубинного типа являются батолиты, к ним относят интрузивные тела площадью более 200 км² ,мощностью несколько километров и штоки (от нем. «Stock» - палка, ствол) представляет собой несогласное интрузивное тело столбообразной формы (рисунок 6).

Батолиты (греч. bathos - глубина) - представляют собой тела интрузивных магматических пород, которые приурочены к ядрам современных гор или уцелевших от размыва остатков древних горных систем. Они почти целиком сложены крупнозернистыми, богатыми кремнеземом породами, по химическому составу очень близкими к среднему составу осадочных пород. Крупные батолиты имеют, как правило, сложное строение - они неоднородны в разных своих частях. Вследствие изменений, происходящих в составе магмы во время или после ее внедрения, последними обычно кристаллизуются породы с наиболее высоким содержанием кремнезема и щелочных (K и Na) полевых шпатов.

а) батолит; б) купол; в) шток; г) ксенолиты вмещающих пород.

Рисунок 6 - Батолит и связанные с ним формы.

Пока еще до конца не ясно, каким образом освобождается пространство для таких гигантских объемов магмы. Одни считают, что при подъеме сильно нагретой магмы ею поглощаются и затем в ней растворяются большие порции породы. При этом процессе, названном магматическим обрушением, крупные блоки породы отчленяются от кровли, которая дробится и обрушается. Обломки падают в более легкий магматический расплав и там частично растворяются или опускаются на глубину. За счет этого магматический резервуар расширяется, и магма продвигается дальше вверх в земную кору.

Есть мнение, что батолиты внедряются наподобие инъекции, с силой. Большая масса магмы просто вдавливается в более древние породы, с силой раздвигая их в стороны при своем движении вверх. Если легкая магма поднимается сквозь более тяжелые вмещающие породы, сила внедрения может быть обусловлена гравитацией. Поскольку большинство батолитов связано с зонами деформации земной коры, магматическое тело может выжиматься под действием сил деформации.

Батолиты сложены кислыми абиссальными породами - гранитоидами, образующимися при плавлении вещества земной коры. Примечательно, что эти породы образуются как в результате плавления первично-осадочных «сиалических» пород (S-граниты), так и при плавлении первично-магматических, в том числе и основных «фемических», пород (I-граниты). Этому способствует предварительная переработка исходных пород (субстрата) глубинными флюидами, привносящими в них щёлочи и кремнезём. Образующиеся в результате масштабного плавления магмы могут кристаллизоваться на месте своего образования, создавая автохтонные интрузивы, или внедряться во вмещающие породы - аллохтонные интрузивы.

Все крупные глубинные интрузивные тела (батолиты, штоки, лополиты и пр.) часто объединяют общим термином плутоны. Мелкие их ответвления называют апофизами.

Возрастные показатели батолитов колеблются от раннего докембрия (несколько миллиардов лет назад) до миоцена (примерно от 25 до 23 млн. лет назад), но могут существовать и более поздние, как раз в силу своей молодости еще не вскрытые эрозией.

Батолитам свойственны очень крупные размеры. Системы батолитов непрерывно протягиваются, например, по всей длине Анд на расстояние около 8000 километров. Единичные массивы могут обнажаться на отрезках длиной более 1300 км, как например, в Перу и Чили.

Гравиметрические данные и данные о распространении волн от землетрясений показывают, что батолиты имеют корни, уходящие на несколько километров вглубь. Их кровля или верхняя поверхность, имеет форму широкого свода, хотя в деталях она неровная и волнистая. Стенки круто наклонены во внешнюю сторону, но во многих случаях контакт между магматическими породами батолитов и вмещающими породами не резкий. Иногда в краевых частях батолитов наблюдаются скопления включений из материала вмещающих пород. Одни включения свежие, имеют угловатую форму, другие же переполнены новообразованными минералами, округлены в результате оплавления на краях или размягчения при высокой температуре и вытянуты в направлении движения магмы.

При взаимодействии с вмещающими породами («рамой») магма оказывает на них термическое и химическое воздействие. Зона изменения приконтактовой части вмещающих пород называется экзоконтактовой. Мощность таких зон может меняться от первых сантиметров до десятков километров в зависимости от характера вмещающих пород и насыщенности магмы флюидами. Интенсивность изменений может также существенно меняться: от дегидратации и незначительного уплотнения пород до полной замены исходного состава новыми минеральными парагенезисами. С другой стороны, сама магма при этом изменяет свой состав. Наиболее интенсивно это происходит в краевых частях интрузива.

Зона изменённых магматических пород в краевой части интрузива называется эндоконтактовой зоной. Для эндоконтактовых зон (фаций) характерно не только изменение химического (и как следствие минерального) состава пород, но также и отличие структурных и текстурных особенностей, иногда насыщенность ксенолитами (захваченными магмой включениями) вмещающих пород. При изучении и картировании территорий, в пределах которых совмещены несколько интрузивных тел, большое значение имеет правильное выделение фаз и фаций.

Каждая фаза внедрения представляет собой магматические тела, образованные при внедрении одной порции магмы. Тела, принадлежащие разным фазам внедрения, разделены секущими контактами. Разнообразие фаций может быть связано не только с наличием нескольких фаз, но и с формированием эндоконтактовых зон. Для эндоконтактовых фаций характерным является наличие постепенных переходов между породами (за счёт уменьшения влияния вмещающих пород по мере удаления от контакта), а не резкие границы.



1.4 Эффузивный магматизм и его горные породы

магма горный вулканический интрузивный

Эффузивный магматизм или вулканизм почти единственное геологическое явление, которое можно наблюдать и изучать в реальном времени. Этот процесс конструктивен, так как создает вулканические горы, лавовые поля и плато. На Земле почти всегда отмечается вулканическая деятельность. Особенно интересны спрединговые океанические хребты и островные дуги вблизи зон субдукции. Вулканизмом отмечены как возникающие, так и исчезающие участки в системе спрединга.

Расплавы и газы, выделявшиеся в недрах планеты, могут достигать поверхности, приводя к вулканическому извержению - процессу поступления на поверхность раскалённых или горячих твёрдых, жидких и газообразных вулканических продуктов. Выводные отверстия, через которые на поверхность планеты поступают вулканические продукты, называют вулканами (Вулкан - бог огня в римской мифологии).

Состав изливающейся магмы колеблется от основного (мафического) до кислого. Форма вулканических построек зависит от характера извержений. При спокойных излияниях образуются пологие конусы, сложенные базальтовой лавой, называемые также щитовыми вулканами. Фонтанирующие лавы дают шлаковые конусы или конусы разбрызгивания со склонами крутизной 30-35⁰. У вулканов, выбрасывающих лаву и шлак поочередно, возникают сложные конусы, или стратовулканы (рисунок 7), сложенные чередующимися слоями, со склонами средней крутизны (обычно 20-30⁰). Немногие вулканы с вязкой лавой образуют пробковые купола, а иногда и своеобразные «иглы».

Формирование вулканической постройки может произойти в результате одного извержения (такие вулканы называют моногенные), либо в результате многократных извержений (вулканы полигенные).

Вулканизм проявляется и в виде отдельных вулканических аппаратов центрального типа, и в форме трещинных излияний.

Вулканы трещинного или линейного, типа имеют выводное отверстие в форме протяжённой трещины (разлома). Извержение происходит или вдоль всей трещины, или в отдельных её участках. Такие вулканы приурочены к зонам раздвижения литосферных плит, где в результате растяжения литосферы образуются глубокие разломы, по которым внедряются базальтовые расплавы. Активными зонами растяжения являются области срединно-океанических хребтов. Вулканические острова Исландии, представляющие собой выход Срединно-Атлантического хребта над поверхностью океана, являются одной из наиболее вулканически активных частей планеты, здесь расположены типичные трещинные вулканы.

1-3 - разные вулканические толщи, образующие конус вулкана; 4 - молодой вулканический конус, выросший после взрывного извержения и образования кальдеры; 5 - широкое жерло, образовавшееся во время взрыва; 6 - край кальдеры; 7 - молодые лавовые потоки; 8 - близповерхностный магматический очаг; 9 - молодой вулканический очаг, заканчивающийся кратером

Рисунок 7 - Схема строения стратовулкана.

У вулканов центрального типа извержение происходит через подводящий трубообразный канал - жерло - проходящий от вулканического очага к поверхности. Верхняя часть жерла, открывающаяся на поверхность, называется кратер. Кратер представляет собой чашеобразное или воронкообразное отверстие, через которое выбрасывается вулканический материал. Размер кратеров колеблется от нескольких метров до одного километра. В верхней части кратер может иметь расширение, образующееся при взрывах за счет соскальзывания вулканического материала внутрь со стенок воронки, плавления и поглощения лавовым столбом в кратере вышележащего материала, проседаний внутри подводящего канала.

От главного жерла вдоль трещин могут ответвляться второстепенные выводные каналы, давая начало боковым кратерам. Поступающие из кратера вулканические продукты формируют вулканические постройки. Часто под термином «вулкан» и понимают возвышенность с кратером на вершине, образованную продуктами извержения.

Жерла через которые вырываются раскаленные газа и водяной пар называются фумаролами. Обычно они встречаются рядом как с действующими, так и с вулканами, находящимися в стадии покоя. Их температура колеблется от 100 до 650⁰.

Выделяют фумаролы выпускающие сернистый газ, они называются сольфатары. Обычным продуктом является сероводород, который на воздухе окисляется с образованием воды и самородной серы, содержание которой вблизи сольфатар может достигать промышленного значения.

Ещё одним важным критерием классификации вулканов служит уровень их активности. По этому критерию вулканы делятся на:

а) действующие - извергавшиеся или выделяющие горячие газы и воды в последние 3500 лет (исторический период);

б) потенциально действующие - голоценовые вулканы, извергавшиеся 3500-13500 лет назад;

в) условно-потухшие вулканы, не проявлявшие активности в голоцене, но сохранившие свои внешние формы (возрастом моложе 100 тыс. лет);

г) потухшие - вулканы, существенно переработанные эрозией, полуразрушенные, не проявлявшие активности в течение последних 100 тыс. лет.

Из 600 известных сейчас вулканов, действующих в историческое время, две трети сосредоточены в островных дугах вокруг Тихого океана (Мариинские острова, Курильские острова, Япония, Филиппины) или на континентальной стороне границ между плитами (Центральная Америка Анды).

Помимо наземных вулканов насчитывается около 10 000 подводных вулканов высотой не менее одного километра. Большинство из них никогда не поднимались выше уровня моря, но часть из них некогда были вулканическими островами, теперь погруженными вследствие движения плит.

Вулканы выбрасывают материал во всех трех агрегатных состояниях: газообразном, жидком и твердом.

Основной газ, обычно составляющий 75-90 % общего количества вулканических газов, - это водяной пар. Другие га включают азот, кислород, водород (который, сгорая дает воду), двуокись углерода, окись углерода, сероводород, хлор, фтор, серу, двуокись серы, борную кислоту, аммиак, метан, аргон или продукты их реакций.

Температура вулканических газов изменяется от первых десятков градусов до тысячи и более градусов. В целом высокотемпературные эксгаляции (HCl, CO₂, O₂, H₂S и др.) связаны с дегазацией магмы, низкотемпературные (N₂, CO₂, H₂, SO₂) образуются как ювенильными флюидами, так и за счёт атмосферных газов и подземных вод, просачивающихся в вулкан.

При быстром выделении газов из магмы или превращении подземных вод в пар происходят газовые извержения. При извержениях такого рода отмечается непрерывное или ритмичное выделение газа из жерла, выбросов нет или очень незначительные количества пепла. Мощные извержения газа и пара пробивают в горных породах канал, из которого выбрасываются обломки пород, образуя вал, окаймляющий кратер. Газовые извержения происходят и через жерло существующих полигенных вулканов (примером служит газовое извержение Везувия в 1906 г.).

Газы выполняют несколько важных функций. Во-первых, во время кристаллизации магмы на глубине они обеспечивают подъем давления до критической величины и вызывают взрыв. Вырываясь на поверхность, газа выбрасывают сгустки или фонтаны жидкой лавы и куски твердых пород разной величины.

Во-вторых, вследствие расширения газов, захваченных лавой, последняя насыщается пузырьками и вспенивается. Такая сильно пористая лава называется вулканическим шлаком, а в застывшем состоянии - пемзой.

В-третьих, высвобождающиеся на глубине газы могут вступать в реакции с породами, через которые они движутся, образуя новые минералы.

В-четвертых, на поверхности из газов путем возгонки образуются самородная сера, хлориды металлов, сульфиды ртути, мышьяка, сурьмы, железа и некоторые другие соединения.

В-пятых, выход горячих газов на поверхность в фумаролах и горячих источниках может продолжаться долгое время после прекращения излияния лавы.

Любая застывшая лава содержит водород и кислород, что подтверждается лабораторными исследованиями. В обсидиане, стекловидной породе, образующейся при быстром застывании лавы, содержится по меньшей мере, несколько весовых процентов воды. Одна разновидность вулканического стекла - перлит, или смоляной камень, при нагревании за счет расширения пара разбухает как кукурузные хлопья, из него получается хороший изоляционный материал.

Вода, следовательно, должна рассматриваться как первичный компонент магмы. Поверхностные или близповерхностные воды тоже могут вовлекаться в вулканический процесс, участвую во фреатических взрывах вроде тех, что произошли в вулканах Кракатау и Таравера.

Жидкими продуктами извержений являются лавы. Лава (от итал. «lava» - затопляю) - это жидкая или вязкая расплавленная масса, поступающая на поверхность при вулканических извержениях. Лава от магмы отличается низким содержанием летучих компонентов, что связано с дегазацией магмы по мере продвижения к поверхности. Характер поступления лавы на поверхность определяется интенсивностью выделения газов и вязкостью лавы. Существуют три механизма поступления лавы - эффузия, экструзия и эксплозия - и, соответственно, три главных типа извержений.

Эффузивные извержения представляют собой спокойные излияния лавы из вулкана.

Экструзия - тип извержения, сопровождающийся выдавливанием вязкой лавы. Экструзивные извержения могут сопровождаться взрывным выделением газов, приводящим к образованию палящих туч.

Эксплозивные извержения - это извержения взрывного характера, обусловленные быстрым выделением газов.

Лавы, как и их интрузивные аналоги, в первую очередь разделяются на ультраосновные, основные, средние и кислые.

Ультраосновные лавы в фанерозое встречаются очень редко, хотя в докембрии (в условиях более интенсивного притока эндогенного тепла) были распространены значительно шире.

Основные - базальтовые - лавы обычно жидкие, что связано с низким содержанием кремнезёма и высокой температурой при выходе на поверхность (около 1000-1100⁰С и более). Благодаря жидкому состоянию они легко отдают газы, что определяет эффузивный характер извержений, и способность разливаться на большие расстояния в виде потоков, а в районах со слабо расчленённым рельефом образовывать обширные покровы. Особенности строения поверхности лавовых потоков позволяет выделять среди них два типа, которым даны гавайские названия.

Первый тип называется пахоэхоэ (или канатные лавы) и образуется на поверхности быстро текущих лав. Текущая лава покрывается коркой, которая в условиях активного движения не успевает приобрести существенную мощность и быстро волнообразно сморщивается. Эти «волны» при дальнейшем движении лавы сбиваются и выглядят как уложенные рядом канаты.

Второй тип, называемый аа-лава, свойственен более вязким базальтовым (или иного состава) лавам. Из-за более медленного течения корка приобретает бoльшую толщину и разламывается на угловатые обломки, поверхность аа-лав представляет собой скопление остроугольных обломков с шиповидными или иглообразными выступами.

Некоторые потоки обладают столбчатой отдельностью, возникающей в результате уменьшения объема при остывании. Другие характеризуются гребнями выдавливания, выпуклостями и гофрировкой на поверхности лавы, лавовыми полостями, образующимися при вытекании жидкой лавы из-под затвердевшей корки, наличием слепков деревьев, воронкообразными капельными конусами, формирующимися на покрытой коркой поверхности лавы при падении на нее небольших порций лавы, выбрасываемой маленькими газовыми струями.

По мере роста содержания кремнезема лавы становятся более вязкими и застывают при более низкой температуре. Если базальтовые лавы сохраняют подвижность при температурах порядка 600-700⁰С, то андезитовые (средние) лавы застывают уже при 750⁰С и более. Обычно наиболее вязкими являются кислые дацитовые и липаритовые лавы. Повышенная вязкость затрудняет отделение газов, что может приводить к эксплозивным извержениям. Если вязкость лав высока, а давление газов относительно низкое происходить экструзия. Спецификой отличается и строение лавовых потоков. Для вязких средних и кислых расплавов, характерно образование глыбовых лав.

Глыбовые лавы внешне близки аа-лавам и отличаются от них отсутствием шиповидных и иглообразных выступов, а также тем, что глыбы на поверхности имеют более правильную форму и гладкую поверхность. Движение лавовых потоков, поверхность которых покрыта глыбовыми лавами, приводит к образованию лавобрекчиевых горизонтов.

При излиянии жидкой базальтовой лавы в воду происходит быстрое застывание поверхности потоков, что приводит к образованию своеобразных «труб», внутри которых продолжает двигаться расплав. Выдавливаясь из края такой «трубы» в воду, порция лавы приобретает каплеобразную форму. Поскольку охлаждение происходит неравномерно и внутренняя часть ещё некоторое время продолжает оставаться в расплавленном состоянии, происходит сплющивание лавовых «капель» под действием силы тяжести и веса следующих порций лавы. Нагромождения таких лав называют подушечными лавами или пиллоу-лавами (от англ. «pillow» - подушка).

Твёрдые продукты извержений или пирокластические породы - твердые обломки, выброшенные при взрыве из вулканического жерла или захваченные фонтанами лавы. Среди них преобладают сгустки лавы, увлеченные стремительными потоками газов и увеличившиеся в объеме на воздухе благодаря расширению содержащихся в них газов. Обычно они переполнены газовыми пузырьками. Обломки уже затвердевшей лавы и других пород, оторванных от стенок подземного подводящего канала, обычно составляют не более нескольких процентов от общего количества выброшенного пирокластического материала.

Пирокластические породы разделяются на эндокластиты, образующиеся при разбрызгивании и застывании лавы, и экзокластиты, образующиеся в результате дробления образовавшихся ранее пирокластических пород.

По размеру обломков разделяются на вулканические бомбы с размером обломков более 50 миллиметров, лапилли - от 2 до 50 миллиметров, вулканический песок - 0,1 - 2 миллиметра, вулканическую пыль - менее 0,1 миллиметра. Вулканический песок и вулканическая пыль объединяются термином вулканический пепел.

Вулканические бомбы являются наиболее крупными среди пирокластических образований, их размер может достигать нескольких метров в поперечнике. Бомбы образуются из обрывков лав, выброшенных из кратера. В зависимости от вязкости лав обладают различной формой и скульптурой поверхности. Бомбы веретенообразной, каплеобразной, ленточной и кляксообразной формы образуются при выбросах жидких (преимущественно базальтовых) лав.

Веретенообразная форма возникает из-за быстрого вращения маловязкой лавы во время полёта.

Кляксообразная форма возникает при выбросах жидкой лавы на небольшую высоту, не успевая отвердеть, при ударе о землю они сплющиваются. Ленточные бомбы образуются при выжимании лавы сквозь узкие трещины, встречаются в виде обломков лент. Специфичные формы образуются при фонтанировании базальтовых лав.

Тонкие струйки жидкой лавы развеваются ветром и застывают в виде нитей, такие формы называют «волосы Пеле» (Пеле - богиня, по преданию, живущая в одном из лавовых озёр на Гавайских островах).

Для бомб, образовавшихся за счёт вязких лав, характерны полигональные очертания. Некоторые бомбы во время полёта покрываются охлаждённой затвердевшей коркой, которая разрывается выделяющимися из внутренней части газами. Их поверхность приобретает вид «хлебной корки».

Вулканические бомбы могут быть сложены и экзокластическим материалом, особенно при взрывах, разрушающих вулканические постройки.

Лапилли (от лат. «lapillus» -- камешек) представлены округлыми или угловатыми вулканическими образованиями, состоящими из застывших в полете кусков свежей лавы, старых лав и чуждых вулкану пород.

Наиболее мелкий пирокластический материал составляет вулканический пепел. Большая часть вулканических выбросов осаждается вблизи вулкана. В качестве иллюстрации этого достаточно вспомнить засыпанные пеплом при извержении Везувия в 79 году города Геркуланум, Помпею и Стабию. При сильных извержениях вулканическая пыль может выбрасываться в стратосферу и во взвешенном состоянии перемещаться воздушными потоками на тысячи километров.

Первоначально рыхлые вулканические продукты (называемые «тефра») впоследствии уплотняются и цементируются, превращаясь в вулканические туфы. Если обломки пирокластических пород (бомб и лапиллей) цементируются лавой, то образуются лавобрекчии. Специфичными, заслуживающими особого рассмотрения, образованиями являются игнимбриты (от лат. «ignis» - огонь и «imber» - ливень).

Игнимбриты представляют собой породы, состоящие из спекшегося пирокластического материала кислого состава. Их образование связано с возникновением палящих туч (или пепловых потоков) - потоков раскалённого газа, капель лавы и твёрдых вулканических выбросов, возникающих вследствие интенсивного импульсного выделения газов при извержении.

Как только вулканический материал попадает на земную поверхность, он тут же становится объектом медленных процессов выветривания и эрозии. Особенно уязвим пирокластический материал вследствие своей характерной структуры, большой площади поверхности и высокой пористости. Потоки лавы, дайки и вулканические некки более устойчивы, но также не вечны.

Размыв дождевой водой и потоками, сопровождающийся деятельностью ледников, подземных вод и ветра, постепенно разрушают вулканические конусы и от них остаются только группы невысоких холмов или даже равнина вокруг остатков некка и похожие на крепостные стены фрагмента ранее существовавшего и ныне почти уничтоженного вулканического конуса.

Проседания и взрывы также отражаются на устойчивости вулканических построек. У спящего вулкана могут быть вспышки активности, которые восстанавливают его и компенсируют ущерб, нанесенный предшествующей эрозией.

В морских бассейнах склоны вулканических построек подвергаются волновому действию, при этом небольшие конусы могут быть разрушены всего за несколько месяцев.

Несмотря на активные процессы разрушения, большие объемы вулканических пород сохраняются продолжительные отрезки геологического времени. Это позволяет подробно изучать их минералогические, химические и текстурно - структурные особенности, что способствует выделению классификационных признаков и определению их роли и места среди магматических горных пород.



2. Магматические горные породы и принципы их
классификации

Магматические горные породы образуются при затвердевании магмы в глубинах Земли или излившейся на поверхность лавы и выброшенного пирокластического материала. Поскольку эти процессы происходят в широком диапазоне условий, состав, структура и текстура возникающих пород очень разнообразны.

Широко распространены, особенно в батолитах, магматические породы, содержащие около 70-75 % кремнезема, повышенное по сравнению со средним количеством Al, Na и К и небольшой процент Fe и Mg. Главными минералами в порядке их значения являются ортоклаз, натриевый плагиоклаз и кварц; в меньшем количестве присутствуют роговая обманка или пироксен и биотит или мусковит. Магматические породы типа базальт, содержат меньше кремнезема (примерно 50%) и большое количество Ca, Mg и Fe. Главными минералами являются кальциевый плагиоклаз, пироксен, оливин и биотит.

Гранит - кремнеземистая (кислая) порода, базальт - основная (мафическая). Кислые магматические породы обычно имеют светлую окраску, тогда как основные - темные. Удельный вес кислых пород меньше, чем основных.

Многие магматические породы (андезит, гранодиорит) обладают химическим и минералогическим составами, промежуточными, между составами кислых и основных пород. Некоторые основные порода с низким содержанием полевого шпата или полнм его отсутствием называются ультраосновными (типа дунита или перидотита).



2.1 Структуры магматических горных пород

Под структурой магматических пород понимают величину и форму минеральных зерен или кристаллов, если они имеются, и особенности их расположения в породе. Тип структуры, главным образом, зависит от скорости остывания магматического тела.

По степени кристалличности различают:

а) Полнокристаллические структуры, когда порода состоит из кристаллов минералов. Такая структура формируется если магма застывает на большой глубине, в условиях высоких давлений, в течение длительного времени, что способствует полному развитию кристаллов, типичным представителем является гранит.

б) Полукристаллические - когда наряду с кристаллами в породе присутствует вулканическое стекло, что связано с частичной дегазацией магмы.

в) Стекловатая структура - полностью или почти полностью сложена вулканическим стеклом. Образуется либо в лавовых потоках, либо в обломках, выброшенных в воздух при взрыве, когда остывание происходит так быстро, что атомы внутри этой массы не могут сгруппироваться в виде кристаллов минералов.

По абсолютному размеру зерен выделяют следующие структуры:

а) Гигантозернистые - когда зерна имеют размер более 10 миллиметров.

б) Крупнозернистые - размер зерен от 3 до 10 миллиметров.

в) Среднезернистые - размер зерен колеблется 1-3 миллиметра.

г) Мелкозернистые - с размером зерен 1-0,5 миллиметра, чаще характерны для эффузивов.

д) Афанитовые - зерна настолько малы, что отдельно не различимы.

Первые три разновидности структур характерны для интрузивных магматических пород, которые образуются при медленном остывании магмы на значительной глубине, когда кристаллы успевают вырасти до таких размеров, что их легко различать и определять на глаз без помощи микроскопа.

Самыми распространенными крупнозернистыми магматическими породами являются граниты и гранодиориты.

По относительному размеру зерен выделяются равномерно- и неравномерно-зернистые структуры. Наиболее распространенной неравномерно-зернистой структурой является порфировая и порфиритовая.

Породы с порфировой структурой состоят из крупных кристаллов, называемых фенокристаллами или фенокристами, заключенных в стекловатой или скрытокристаллической массе породы. Порфировая структура указывает на две стадии остывания и кристаллизации: на первой стадии в магме начинается рост хорошо сформированных крупных кристаллов, затем следует стадия, во время которой успевают образоваться лишь мелкие кристаллы или же кристаллы не образуются вообще. Такая двустадийность связана с перемещением частично раскристаллизованной магмы с глубин, где шло медленное остывание, к поверхности или на поверхность, где происходит быстрое охлаждение. Порфировой структурой обладают многие лавовые потоки.

Порфировидная структура характеризуется наличием вкрапленников в мелкокристаллической массе породы.

Еще одной специфической структурой, характерной для жильных пород, является пегматитовая (иногда называют графическая) структура. Представляет собой закономерное сочетание кристаллов - в крупных кристаллах калиевых полевых шпатов заключены клиновидные зерна кварца. При этом по абсолютному размеру зерен структура может быть крупнозернистой и гигантозернистой. Формируется пегматитовая структура при кристаллизации из кислых магм, насыщенных летучими компонентами. В таких растворах кристаллы имеют возможность вырасти в длину до нескольких сантиметров, иногда метров и, очень редко, до десятков метров.

Самые распространенные минералы пегматитов - ортоклаз, кварц, слюда, иногда встречаются сложные соединения лития, бора, фтора, тантала, ниобия, циркония, фосфора и тория. Пегматиты служат промышленным источником полевого шпата, мусковита, драгоценных минералов (топаза, берилла, циркона), редкоземельных элементов, а также прекрасных коллекционных образцов минералов. Для характеристики пегматитов используют название пород или минералов, например гранитный пегматит, кварц-мусковитовый пегматит.

Для эффузивных пород характерны также следующие структуры: пирокластическая и структура спекания.

Пирокластическая структура возникает при выбрасывании лавовых фонтанов или раздробленного вещества при взрывах. Частицы преимущественно состоят из пемзовидного или шлаковидного стекла. По размеру они колеблются от огромных блоков до вулканической пыли, сюда же входят вулканические бомбы, шлак, лапилли, вулканический песок и вулканический пепел. Пирокластические породы классифицируются по форме и размеру частиц.

Структура спекания или спекшийся туф. В ряде случаев большие объемы пемзы, выброшенной из трещин в виде серии раскаленных лавин, оказываются настолько горячими и настолько мощными, что из их нижних горизонтов отжимается газ, частицы уплощаются и происходит спекание (агглютинирование) массы с превращением ее в лавоподобную породу, называемую спекшимся туфом или игнимбритом.

Для абиссальных пород характерно полнокристаллическое строение и равномернозернистая, средне- или крупнозернистая структура. Это связано с тем, что кристаллизация протекает на большой глубине в условиях незначительной разницы температур магмы и вмещающих пород, вследствие чего процесс остывания протекает медленно, и вся масса расплава полностью раскристаллизовывается. Кроме того, кристаллизация происходит в присутствии летучих компонентов, удерживаемых в магме за счет значительного давления.

Гипабиссальные и жильные породы, образуются на относительно небольшой глубине в условиях более значительной разницы температур магмы и вмещающих пород и более низкого давления. Такие условия приводят к более быстрому остыванию расплава и удалению из него летучих компонентов, что препятствует образованию крупных кристаллов и, как следствие, данные породы характеризуются полнокристаллическим строением но, в отличие от абиссальных пород, обладают мелко- и среднезернистыми структурами. Характерной особенностью многих гипабиссальных пород является также наличие порфировидной структуры. Появление крупных кристаллов, представляющих вкрапленники на фоне мелкокристаллической массы, происходит в том случае, если продвигающаяся к поверхности магма задерживается на некоторое время в промежуточном очаге, где присутствуют более благоприятные для роста кристаллов условия. Образовавшиеся в таких очагах минералы впоследствии переносятся с магмой ближе к поверхности, где и происходит кристаллизация основной мелкозернистой массы породы.