какие магматические горные породы с содержанием кремнезема являются основными
Подразделение магматических пород по содержанию кремнезема
| Породы | Содержание SiO2, % | Характерные породы Интрузивные Эффузивные | |
| Ультраосновные Основные Средние Кислые | Менее 40 40-52 52-65 Более 65 | Дунит, пироксенит, перидотит Габбро Диорит Гранит, гранодиорит | — Базальт, долерит Андезит Дацит, липарит (риолит) |
О с а д о ч н ы е горные породы образуются путем переотложения на поверхности Земли или на дне морей, озер и рек продуктов разрушения различных коренных пород. Они покрывают около 75% поверхности континентов. С осадочными горными породами связаны такие важные полезные ископаемые, как нефть и природный газ, уголь, железо, алюминий, золото и др.
В зависимости от происхождения осадочные породы подразделяются на обломочные, глинистые, химические и биохимические.
г р у б о о б л о м о ч н ы е породы. От 1,0 до 0,1 мм – п е с ч а н ы е, 0,1-0,01 мм – а л е в р и т о в ы е фракции.
Обломочные породы бывают р ы х л ы м и и с ц е м е н т и р о в а н н ы м и, у г л о в а т ы м и и о к а т а н н ы м и. Угловатые грубообломочные породы подразделяются на дресву (1-10 мм), щебень (1-10 см) и глыбы (более 10 см). А округленные (окатанные) разности называются соответственно гравием, галькой и валунами. Те же породы могут быть представлены монолитной (сцементированной) минеральной массой. В этом случае они называются брекчией, если состоят из угловатых обломков, или гравийным конгломератом, конгломератом и валунным конгломератом, если состоят соответственно из гравия, гальки и валунов.
Химические и биохимические породы образуются в результате химических реакций или выпаривания, либо при косвенном участии биологических организмов. А также при концентрации их тел и скелетов. К числу пород данной группы относятся: алюминиевые (латериты, бокситы), кремнистые, фосфатные (фосфориты), железистые (бурые железняки), а также карбонатные (известняки, мергели, доломиты), галоидные (галит), сульфатные (гипс, ангидрит) породы и каустобиолиты (торф, бурые и каменные угли, горючие сланцы, озокерит и др.).
К числу наиболее распространенных метаморфических пород относятся глинистые сланцы, гнейсы, кварциты, мраморы, серпентиниты, скарны, роговики.
Метаморфизованные известняки называются мраморами. А в результате метаморфизации ультраосновных пород образуются серпентиниты. Для них характерна зеленая пятнистая окраска.
При взаимодействии высокотемпературных магматических растворов с вмещающими осадочными породами образуются скарны и роговики. Этот процесс называется контактным метаморфизмом. Он происходит в широком диапазоне глубин.
С к а р н ы возникают в зоне контакта магмы с карбонатными и силикатными породами. Они состоят в основном из пироксенов и гранитов, иногда с примесью эпидота, актинолита и разнообразных рудных минералов (железа, меди, свинца, цинка, золота, олова, вольфрама, молибдена и др.). Со скарнами связаны различные рудные месторождения: железные, медные, свинцово-цинковые, вольфрамовые, молибденовые, золотые, кобальтовые, мышьяковые, оловянные и др. Роговики образуются в результате метаморфизации песчано-глинистых пород. В состав роговиков входят различные минералы: кварц, слюда, часто полевые шпаты, гранат, андалузит, силлиманит и др.
Основные типы магматических пород
Основой классификаций магматических горных пород являются условия их образования и вещественный состав. По условиям образования магматические породы делятся на интрузивные (глубинные) и эффузивные (излившиеся). Интрузивные, в свою очередь, подразделяются на гипабиссальные (полуглубинные) и абиссальные (глубинные). Главным отличием интрузивных пород от эффузивных, которые могут обладать одним и тем же вещественным составом, является структура — внутреннее строение породы, определяющееся размером и формой образующих ее минералов. При кристаллизации интрузивных пород охлаждение магмы происходит медленно, температура ее долго держится вблизи точки плавления с образованием редких центров кристаллизации и образуются полнокристаллические крупнозернистые структуры пород. При быстром охлаждении магмы затвердевание основной части расплава происходит с образованием большого количества центров кристаллизации, что приводит к формированию мелкозернистых структур. При неравномерном охлаждении магмы возникают порфировые структуры: крупные кристаллы-порфиры образуются при медленном охлаждении, а основная масса — быстрозатвердевший расплав — приобретает скрытокристаллическое строение. При очень быстром охлаждении (например, лавы на океаническом дне) лава не кристаллизуется, а затвердевает в виде однородной изотропной массы вулканического стекла. Таким образом, для интрузивных пород, образующихся при медленном охлаждении магмы, характерны полнокристаллические, крупнозернистые структуры, а для эффузивных, образующихся из быстро остывающих магм, — неполнокристаллические, порфировые и стекловатые.
Основными химическими элементами, входящими в состав магматических пород, являются следующие: О, Si, Al, Fe, Mg, Ca, Na, К. Их называют петрогенными, т. е. образующими породы. Химический состав магматических пород представляют в виде процентного содержания основных окислов: SiO2, Al,O3, Fe2O3, MgO, CaO, Na2O, K2O и H2O.
Поскольку кремнезем преобладает среди всех остальных окислов, то именно его содержание положено в основу классификации магматических пород по химическому составу. По процентному содержанию кремнекислоты все магматические горные породы делятся на кислые (75—65%), средние (65—52%), основные (52—40%) и ультраосновные ( 1).
Основные разновидности магматических горных пород представлены в табл. 11.2.
Группа перидотита — пироксенита. По содержанию SiO2 (40—45 %) породы этой группы относятся к ультраосновным, бесполевошпатовым. Они состоят только из цветных минералов: оливина, роговой обманки и пироксена. Отсюда и окраска их темно-зеленая, буровато-черная до черной. Второстепенными и акцессорными минералами являются хромит, магнетит, ильменит, самородная платина и др. Все ультраосновные породы тяжелые, с удельным весом около 3,0—3,4. Они распространены редко и составляют менее 0,4% от всей массы магматических пород. Породы этой группы встречаются в основном в интрузивных телах; излившиеся аналоги их редки. По минеральному составу различают пироксениты, перидотиты и оливиновые породы — дуниты.
Перидотиты — породы, состоящие из оливина (желтовато-зеленые зерна неправильной формы) и пироксена (таблитчатые кристаллы черного цвета с металловидным блеском). Структура полнокристаллическая, средне- и крупнозернистая, цвет темно-зеленый, темно-серый до черного.
Дуниты — почти мономинеральные породы, состоящие из оливина. Цвет породы желтовато-зеленый, при серпентинизации оливина цвет становится темно-зеленый до черного. Структура полнокристаллическая.
Пироксениты — породы, как и перидотиты, состоящие из оливина и пироксена, но в отличие от последних, пироксен в составе пироксенитов является преобладающим минералом. Структура полнокристаллическая, средне- и крупнозернистая. Цвет черный. Ультраосновные породы залегают в виде штоков и небольших батолитов. Различные ультраосновные породы обычно встречаются вместе, нередко образуя сложные, зонального строения массивы.
Кимберлиты также относятся к группе бесполевошпатовых пород, однако они несколько отличаются тем, что в их составе содержится биотит. Весьма интересной является брекчиевая структура кимберлитов. Обломки ультраосновных пород, чаще всего пироксенитов, в них сцементированы основной серпентинизированной сильно карбонатизированной массой. Кроме серпентина в основной массе присутствуют зерна оливина, пироксена, фаната, ильменита, биотита, хромита и нередко алмаза.
Кимберлиты выполняют трубкообразные тела, трубки располагаются группами, рядами или цепью. С глубиной их диаметр уменьшается. Отдельные трубки часто соединены дайками. На поверхности трубки проявляются в виде замкнутых понижений. Наиболее обогащены алмазом верхние части трубок.
Мономинеральные дуниты служат для изготовления огнеупоров. Используются ультраосновные породы в качестве естественного каменного строительного материала, для изготовления щебня, как облицовочный материал и т. д. С породами этой группы связаны месторождения меди, хрома, платины, никеля.
Практический интерес представляют кимберлиты, с которыми связаны месторождения алмазов.
Группа габбро — базальта. По содержанию SiO2 (45—52 %) породы данной группы относятся к основным полевошпатовым. Главными породообразующими минералами являются основной плагиоклаз и пироксен (изредка к ним добавляются оливин, роговая обманка и биотит). Темноцветных минералов в породе содержится 45—50%. Породы этой группы преимущественно темно-серые, темно-зеленые до черных. Изменение минерального состава приводит к образованию пород промежуточных, переходных к другим группам. Так, с увеличением содержания темноцветных минералов наблюдается переход к группе перидотита — пироксенита, при замещении основных плагиоклазов средними — к группе диорита — андезита, а появление в их составе нефелина приводит к образованию щелочных габброидов.
К интрузивной подфуппе данных пород относятся габбро, нориты, анортозиты и лабрадориты; подгруппу излившихся пород составляют базальты, базальтовые порфириты. Среди жильных образований наиболее распространен диабаз.
Габбро — полнокристаллические крупно- и среднезернистые породы, сложенные таблитчатыми кристаллами плагиоклаза серого и зеленовато-серого цветов и моноклинным пироксеном. В качестве акцессорных минералов присутствуют апатит, ильменит, магнетит, иногда хромит. Текстура обычно массивная, иногда пятнистая или полосчатая. Разновидности габбро, лишенные темноцветных минералов, называют анортозитами. Анортозиты, в которых слагающий их плагиоклаз представлен лабрадором, называют лабрадоритами. Габбро, содержащие в качестве темноцветного минерала ромбические пироксены, называют норитами. Для габбро характерны пластовая, глыбовая и параллелепипедальная отдельности. Габбро залегают в виде крупных лакколитов, интрузивных залежей, даек и штоков в отложениях всех геологических возрастов.
Базальты — плотные, мелкозернистые или скрытокристаллические серые, темно-серые до черных породы. По составу они аналогичны габбро, но часто содержат вулканическое стекло. Под лупой можно видеть мелкие порфировые вкрапленники оливина и немногочисленные поры. Излом шероховатый. Характерна для базальтов пластовая и столбчатая отдельности. Базальтовые порфириты отличаются от базальтов тем, что в них существенно развиты вторичные минералы — хлорит и вторичная роговая обманка. В порфировых выделениях — плагиоклазы и авгит. Наблюдаются изменения плагиоклазов. Хлорит и роговая обманка придают базальтовым порфиритам темно-зеленый цвет. Вулканическое стекло раскристаллизовано. Структура часто порфировая. Излом обычно ровный, лишенный шероховатости. В базальтовых порфиритах часто развита шаровая отдельность. Базальты и базальтовые порфириты залегают в виде покровов и потоков. Наслаиваясь друг на друга при повторных излияниях магмы, они образуют траппы. Мощность последних нередко более километра, а площади распространения измеряются сотнями тысяч квадратных километров. Так, сибирские траппы занимают около 1,5 млн км2. Установлено, что значительная площадь дна Тихого океана представлена покровами базальтовых излияний.
Диабазы — жильный аналог габбро и базальтов. Внешне они похожи на базальтовые порфириты, но чаще всего залегают в форме даек. Под микроскопом видны особенности структуры, определяющие высокую прочность диабазов: основной фон («скелет») породы составляет авгит, в массе которого в виде вытянутых призматических зерен расположены плагиоклазы. Распространены переходные к габбро разновидности, получившие наименование габбро-диабазов.
С породами группы габбро-базальта генетически связаны различные полезные ископаемые. Так, с ними связаны собственно магматические месторождения титаномагнетитовых руд (например, Кусинское месторождение на Урале), руд никеля и меди (Норильское месторождение).
Породы группы габбро-базальта благодаря высокой их прочности широко используются в качестве строительных материалов; особенно высокой прочностью на сжатие (3000—4000 кг/см2) обладают диабазы. По трещинам отдельности диабазы раскалываются на куски сравнительно правильной формы, которые используются для изготовления высококачественной брусчатки и шашки для мощения дорог. Базальты используются в камнелитейной промышленности. Лабрадориты — ценный облицовочный материал.
Группа диорита — андезита. Содержание SiO2 в породах этой группы 52—65 %. Главными породообразующими минералами являются средний плагиоклаз и роговая обманка, реже присутствуют пироксен, биотит и кварц. Темноцветных минералов в породах около 25%. Типичными представителями глубинных пород данной группы являются диориты.
Диориты — плотнокристаллические, обычно среднезернистые породы пестрой или серой с зеленоватым оттенком окраски. Текстура, как правило, массивная. Между диоритами и породами состава габбро, с одной стороны, и гранитами и сиенитами — с другой, существуют постепенные переходы. Переход от габбро осуществляется по мере увеличения основности плагиоклазов и повышения содержания цветных минералов через так называемые габбро-диориты. Появление кварца приводит к образованию пород промежуточного типа: гранодиорита, содержащего кварц и калиевые полевые шпаты, и кварцевого диорита, содержащего только кварц. Сиенито-диориты отличаются от нормальных диоритов наличием в их составе калиевого полевого шпата. Диориты весьма часто встречаются в краевых частях гранитных батолитов, а также образуют самостоятельные тела — небольшие массивы, штоки, жилы.
Андезиты и андезитовые порфириты — излившиеся аналоги диоритов. Внешне они похожи на базальты и базальтовые порфириты. Цвет их серый до черного. Структура андезитов чаще всего порфировая. В порфировых выделениях — свежий плагиоклаз и роговая обманка. Текстура нередко пористая. На ощупь порода шероховатая. Андезитовые порфириты отличаются от андезитов вторичными изменениями. Цвет часто темно-зеленый (за счет вторичных минералов-хлоритов и эпидота), порфировые вкрапленники в них в результате вторичных изменений становятся мутными и приобретают сероватую окраску.
Залегают андезиты и андезитовые порфириты в виде покровов, потоков, интрузивных залежей, куполов и даек. Весьма часто они сопровождаются вулканическими туфами и широко распространены в области молодой вулканической деятельности. Эффузивными аналогами гранодиоритов и кварцевых диоритов являются дациты и дацитовые порфириты. Роль диоритов в процессах рудообразования не очень значительна, но иногда с ними связаны месторождения полиметаллов. Используются породы этой группы (как глубинные, так и эффузивные) в качестве кислотоупорного и каменного строительного материала.
Группа гранита—липарита. Породы этой группы образуются из магм кислого состава (содержание SiO2 более 60 %). Главными породообразующими минералами являются кварц, калиевые полевые шпаты, кислые плагиоклазы и биотит (иногда содержатся мусковит и роговая обманка). Из акцессорных минералов типичны апатит, циркон, турмалин. Содержание темноцветных минералов не более 10%, поэтому общая окраска пород в большинстве случаев светлая. Глубинные породы кислой магмы чрезвычайно широко распространены и встречаются гораздо чаще излившихся. Типичными представителями глубинных пород этой группы являются граниты, излившихся — липариты (риолиты) и липаритовые порфиры (кварцевые порфиры). Широко известны жильные аналоги гранитов — гранитные пегматиты и аплиты.
Граниты — массивные, полнокристаллические, средне- и крупнозернистые породы. Характерный для них светло-серый, желтоватый, розоватый или мясо-красный цвет определяется окраской полевых шпатов, составляющих до 60% всей массы породы. По химическому составу различают граниты нормальные (калиево-натриевые) и щелочные (безкальциевые) граниты с альбитом и щелочными амфиболами. Минералы, составляющие граниты, в том числе зерна кварца, хорошо различимы невооруженным глазом или под лупой. Из темноцветных минералов чаще всего присутствует биотит. Встречаются двуслюдяные (биотит-мусковитовые), мусковитовые и роговообманковые граниты и др.
Из разновидностей кислых пород можно отметить плагиограниты — почти лишенные калиевых полевых шпатов и аляскиты — почти без темноцветных минералов.
Гранодиориты и кварцевые диориты, о которых говорилось выше, при макроскопическом их изучении часто объединяют под общим наименованием гранитоидов. Граниты вместе с гранодиоритами самые распространенные породы земной коры (встречаются в толщах всех геологических возрастов). Залегают граниты чаще всего в форме батолитов, реже образуют штоки, дайки и жилы. Для гранитов характерна пластовая матрацевидная и параллелепипедальная отдельности.
Высокая прочность (временное сопротивление сжатию 1200—3000 кг/см2) и высокая морозостойкость делают граниты высококачественным строительным материалом. Гранит хорошо обтесывается и полируется, поэтому его применяют в качестве облицовочного материала и для скульптурных работ.
Липариты (риолиты) — светлые, почти белые породы, обычно пористые. Вследствие мелкой пористости основная масса шероховата на ощупь. Структура порфировая. В порфировых выделениях — кварц, водяно-прозрачные блестящие таблички калиевого полевого шпата — санидина и темные листочки биотита. Разности липаритов, имеющие стекловатую структуру, называются обсидианами. Они часто темного, бурого, коричневого или даже черного цвета. Скорлуповатые разности обсидианов называются перлитами. Светлые, очень пористые и поэтому очень легкие кислые излившиеся породы называют пемзами. Пемзы — продукт подводных излияний.
Липаритовые порфиры (кварцевые порфиры) — палеотипный аналог липарита. Структура порфировая. Порфировые вкрапленники часто замутненные, несвежие. Основная масса плотная, различной окраски, нередко темная, с пятнами и потеками. Липариты и липаритовые порфиры менее распространены, чем граниты. Залегают они в форме потоков, куполов, пластовых залежей, реже лакколитов и даек.
Гранитные пегматиты — крупнозернистые и довольно часто гигантозернистые породы. Состоят они в основном из полевых шпатов, чаще всего калиевых, кварца и слюды. Кроме основных минералов, для пегматитов характерны берилл, турмалин. В пегматитах часто развиваются своеобразные структуры закономерного прорастания полевого шпата правильно ориентированными зернами кварца. Пегматиты залегают в виде жил, штоков, неправильных тел. С ними связаны месторождения слюды (мусковита), редких металлов — лития, бериллия, олова, цезия, тантала, ниобия, редких земель, месторождения пьезооптического кварца и керамического сырья. Размеры пегматитовых жил сильно варьируют и могут достигать нескольких километров в длину при нескольких метрах по мощности.
Группа сиенита — трахита. Породы этой группы по кислотности относятся к средним (содержание SiO2 от 52 до 65 %). Главные породообразующие минералы — калиевые полевые шпаты, средние плагиоклазы и роговая обманка; нередко присутствует также авгит. Типичной глубинной породой данной группы является сиенит. Эффузивными аналогами сиенитов являются трахиты и трахитовые порфиры (ортофиры, бес кварцевые порфиры). Площадь распространения пород составляет всего 0,6 % от всей площади распространения магматических пород.
Сиениты состоят из калиевого полевого шпата (70—80 %), средних плагиоклазов (10—15 %) и роговой обманки, нередко присутствует авгит. Темноцветных минералов в среднем 15 %, поэтому породы светлоокрашенные, сероватые и розоватые. Структура полнокристаллическая, чаще всего мелко- и реже среднезернистая. Сиениты от гранитов отличаются отсутствием кварца. Как и граниты, сиениты разделяются на нормальные, содержащие плагиоклаз, и щелочные — без известковистого плагиоклаза. Кроме того, в щелочных сиенитах хотя бы в небольшом количестве присутствуют щелочные пироксены или амфиболы, иногда нефелин. Увеличение содержания этих минералов дает переходы к группе нефелиновых сиенитов. Щелочные сиениты распространены несколько более широко, чем нормальные. Для сиенитов характерна пластовая или параллелепипедальная отдельность. Залегают они в виде даек и штоков. Нередко сиениты (подобно диоритам) слагают краевые части крупных гранитных интрузий. Используются сиениты в качестве каменного строительного материала.
Трахиты — светлоокрашенные породы скрытокристаллического или порфирового строения. Порфировые вкрапленники представлены небольшими табличками санидина (водяно-прозрачная разновидность ортоклаза), плагиоклаза, иголочками роговой обманки, иногда — листочками биотита. Характерна текстура течения (флюидальная). Основная масса трахитов светло-серая, желтоватая и розоватая, большей частью с шероховатым изломом. Трахиты макроскопически очень похожи на липариты, и отличать их следует по отсутствию порфировых выделений кварца. Трахиты и трахитовые порфиры залегают в форме потоков, куполов, лакколитов. Для них особенно характерно залегание в форме куполов.
Группа нефелинового сиенита. В составе пород данной группы присутствуют недосыщенные кремнекислотой алюмосиликаты — фельдшпатиды, главным образом нефелин. Кроме нефелина в состав этих пород входят щелочные полевые шпаты, биотит, щелочные амфиболы и пироксен. Щелочные породы очень редки. Считают, что среди изверженных пород они составляют около 1 %. Наиболее распространенной глубинной породой этой группы являются нефелиновые сиениты.
Нефелиновые сиениты — кристаллически-зернистые породы, состоящие из нефелина, щелочного полевого шпата, цветных минералов — биотита и щелочного пироксена (эгирин, авгит) или амфибола. Из акцессорных минералов встречаются магнетит, ильменит, апатит, циркон, титанит. Макроскопически породы светлые, светло-серые, иногда с зеленоватым, реже с красноватым оттенком. Нефелин определяется в породах по жирному блеску. От кварца, внешне очень похожего на нефелин, последний отличим по более низкой твердости (твердость кварца — 7, нефелина — 6). Структура породы чаще всего среднезернистая, текстура массивная. Нередки полосчатые нефелиновые сиениты с чередующимися полосками цветных и светлых минералов. Минеральный состав нефелиновых сиенитов разнообразен и поэтому выделяют ряд разновидностей.
Массивы нефелиновых сиенитов часто сопровождаются жилами нефелиново-сиенитовых пегматитов. Это грубозернистые породы, состоящие из щелочного полевого шпата и нефелина, а также биотита и пироксена. В них иногда содержатся ильменит, циркон и апатит. Эффузивные аналоги нефелиновых сиенитов называются фонолитами.
С нефелиновыми сиенитами связаны месторождения апатита, редкоземельных элементов, титановых руд, циркона. Нефелин — главный породообразующий минерал нефелиновых сиенитов — является важным полезным ископаемым (используется как руда для получения алюминия).
Магматизм. Магматические горные породы
Магматизм – совокупность процессов и явлений, связанных с деятельностью магмы. Магма – это огненно-жидкий природный обычно силикатный расплав, обогащённый летучими компонентами (H2O, CO2, CO, H2S и др.). Редко встречаются низкосиликатные и несиликатные магмы. Кристаллизация магмы приводит к образованию магматических (изверженных) горных пород.
Образование магматических расплавов происходит в результате 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.
Подвижность магмы определяется её вязкостью, зависящей от химического состава и температуры. Наиболее низкой вязкостью обладают глубинные мантийные магмы, имеющие высокую температуру (до 1600-1800 0 С 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 0 С и максимально насыщены кремнезёмом.
Выжимаемый из межзерновых пор расплав фильтруется вверх со скоростью от нескольких сантиметров до нескольких метров в год. В случае если 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 – коматиитов) достигала 1-10 м/с.
Состав и особенности образующихся из магмы горных пород определяются сочетанием следующих факторов: исходным составом магмы, процессами её эволюции и условиями кристаллизации. Все магматические породы по кремнекислотности делятся на 6 отрядов:
Однако первичные магмы в ходе эволюции часто претерпевают существенные изменения состава, связанные с процессами кристаллизационной дифференциации, ликвации и гибридизма, что порождает многообразие изверженных горных пород.
Кристаллизационная дифференциация. Как известно, согласно ряду Боуэна, не все минералы кристаллизуются одновременно – первыми из расплава выделяются оливины и пироксены. 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 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 (что изучено на примере застывших лавовых озёр Алаэ на Гавайских островах и вулканов Исландии).
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.
Следует также принимать во внимание, что в процессе эволюции расплава отмеченные процессы могут сочетаться.
Более того, из одной и той же по химическому составу магмы могут образовываться разные породы. Это связано с различными 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. Интрузивные породы образуются при кристаллизации магматического расплава на глубине в толщах горных пород; 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. 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.
Интрузивный магматизм
Все крупные глубинные интрузивные тела (батолиты, штоки, лополиты и пр.) часто объединяют общим термином плутоны. Мелкие их ответвления называют апофизами.
Формы залегания интрузивных тел
При взаимодействии с вмещающими породами («рамой») магма оказывает на них термическое и химическое воздействие. Зона изменения приконтактовой части вмещающих пород назевается экзоконтактовой. Мощность таких зон может меняться от первых см до десятков км 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.
Вулканические процессы
Расплавы и газы, выделавшиеся 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). В зависимости от формы выводного отверстия вулканы подразделяются на трещинные и центральные. 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.
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. От главного жерла вдоль трещин могут ответвляться второстепенные выводные каналы, давая начало боковым кратерам. Поступающие из кратера вулканические продукты формирую вулканические постройки. Часто под термином «вулкан» и понимают возвышенность с кратером на вершине, образованную продуктами извержения. Форма вулканических построек зависит от характера извержений. При спокойных излияниях жидких базальтовых лав образуются плоские щитовые вулканы. В случае извержения более вязких лав и (или) выбросов твёрдых продуктов формируются вулканические конусы. Формирование вулканической постройки может произойти в результате одного извержения (такие вулканы называют моногенные), либо в результате многократных извержений (вулканы полигенные). Полигенные вулканы, построенные их чередующихся лавовых потоков и рыхлого вулканического материала называют стратовулканами.
Ещё одним важным критерием классификации вулканов служит уровень их активности. По этому критерию вулканы делятся на:
Схематические изображения центрального (вверху) и щитового (внизу) вулканов (по Раст, 1982)
Продукты извержения вулканов разделяются на жидкие, твёрдые и газообразные.
Классификация пирокластических пород
(согласно «Петрографическому кодексу»)
Лапилли (от лат. «lapillus» — камешек) представлены округлыми или угловатыми вулканическими выбросами, состоящими из застывших в полете кусков свежей лавы, старых лав и чуждых вулкану пород. Размер обломков, соответсвующий лапиллям, составляет от 2 до 50 мм.
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.
Фации вулканогенных пород (Полевая геология, 1989)
1-дайки, 2-силлы, лакколиты, 3-эксплозивная субфация, 4-лавовые потоки (эффузивная субфация), 5-купола и обелиски (экструзивная субфация), 6-жерловая фация, 7-гипабиссальная интрузия
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 1000-1100 0 С 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.
Видеоролик, иллюстрирующий формирование канатной поверхности
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.
Формирование АА-лав (вулкан Килауэа)
По мере роста содержания кремнезема лавы становятся более вязкими и застывают при более низкой температуре. Если базальтовые лавы сохраняют подвижность при температурах порядка 600-700 0 С, то андезитовые (средние) лавы застывают уже при 750 0 С 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.
Газообразные продукты извержений представлены парами воды, углекислым газом, водородом, азотом, аргоном, окислами серы и другими соединениями (HCl, CH4, H3BO3, HF и др.). 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 на вал, окаймляющий кратер. Газовые извержения происходят и через жерло существующих полигенных вулканов (примером служит газовое извержение Везувия в 1906 г.).
Типы вулканических извержений
В зависимости от характера извержений среди них выделяют несколько типов. Основа такой классификации заложена французским геологом Лакруа ещё в 1908 г. Им были выделены 4 типа, которым автор присвоил названия вулканов: 1) гавайский, 2) стромболианский, 3) вулканский и 4) пелейский. Предложенная классификация не может включить все известные механизмы извержений (впоследствии она дополнялась новыми типами – исландский и др.), но, не смотря на это, и на сегодняшний день не утратила актуальности.
Извержения стромболианского типа. Название по вулкану Стромболи, находящемуся в Тирренском море у побережья Италии. Характеризуются ритмичными (с перерывами от 1 до 10-12 мин) выбросами относительно жидкой лавы. Из обрывков лавы образуются вулканические бомбы (грушевидной, крученой, реже веретенообразной формы, нередко расплющивающиеся при падении) и лапилли; материал пепловый размерности почти отсутствует. Выбросы чередуются с излияниями лавы (по сравнению с излияниями вулканов гавайского типа потоки более короткие и толстые, что связано с более высокой вязкостью лав). Ещё одной типичной особенностью служит длительность и непрерывность развития: вулкан Стромболи извергается с V в. до н.э.
Извержения вулканского типа. Название дано по острову Вулькано в группе Липарских островов, расположенных у побережья Италии. Связаны с извержением вязкой обычно андезитовой или дацитовой лавы с высоким содержанием газов из вулканов центрального типа. Вязкая лава быстро отвердевает, образуя пробку, закупоривающую кратер. Давление выделяющихся из лавы газов периодически со взрывом «выбивает» пробку. При этом вверх выбрасывается черное облако пирокластического материал с бомбами типа «хлебной корки», округлые, эллипсоидальные и крученые бомбы практически отсутствуют. Иногда взрывы сопровождаются излияниями лавы в виде коротких и мощных потоков. Затем вновь образуется пробка, и цикл повторяется.
Извержения разделяются периодами полного покоя. Извержения вулканского типа характерны для вулканов Авачинского и Карымского на Камчатке. К этому типу близки и извержения Везувия.
Извержения пелейского типа. Название дано по вулкану Мон-Пеле на острове Мартиника в Карибском море. Происходят при поступлении очень вязкой лавы в вулканы центрального типа, что сближает его с извержением вулканского типа. Лава застывает ещё в жерле и образует мощную пробку, которая выжимается в виде монолитного обелиска (происходит экструзия). На вулкане Мон-Пеле обелиск имеет высоту 375 м и диаметр 100 м. Накапливающиеся в жерле раскалённые вулканические газы временами вырываются сквозь застывшую пробку, приводя к образованию палящих туч. Палящая туча, возникшая при извержении Мон-Пеле 8 мая 1902 г. имела температуру около 800°С и, двигалась вниз по склону вулкана со скоростью 150 м/с, она уничтожила город Сен-Пьер с 26 000 жителей.
Подобный тип извержения наблюдался часто у вулканов на острове Ява, в частности у вулкана Мерапи, а также на Камчатке у вулкана Безымянного.