Интрузивный магматизм (плутонизм)

Под интрузивным магматизмом (плутонизмом) понимают процессывнедрения магматического расплава и последующей кристаллизации его па различных глубинах земной коры с образованием магматическихтел (интрузивов или интрузивных массивов, плутонов). Образующиеся при этом полнокристаллическис горные породы, слагающие тела, называют интрузивными. В результате последующих геологических процессов (тектонических горообразующих движений, эрозии и денудации) интрузивные массивы оказываются выведенными на дневную поверхность и становятся доступными непосредственному изучению различными методами. Площади интрузивных массивов колеблются в широких пределах: от нескольких квадратных метров (и менее) до многих сотен тысяч квадратных километров (интрузивный массив на Аляске занимает площадь около 400 тыс. кв. км, имея в длину около 2000, а в ширину до Залегая среди вмещающих пород различного состава (или пород рамы интрузива), они имеют разнообразную, чаще всего неправильную форму, ограничиваясь с боков контактами интрузива, сверху — кровлей, или апикальной поверхностью. По глубине кристаллизации магматического расплава интрузивы разделяют на абиссальные (или глубинные), сформированные на глубинах, достигающих нескольких километров и глубже, и полуглубиипые (или гипабиссалъные), кристаллизация которых происходит на относительно небольшой глубине. Абиссальные массивы тесно связаны с магматическим очагом или иногда сами представляют застывший внутрикоровый, часто периферический (наиболее приближенный к земной поверхности) магматический очаг. Интрузивные породы, как и магматические породы в целом, по содержанию кремнезема подразделяются на четыре группы: кислые( S i 0 2 = 64-78%), средние ( S i 0 2 = 53-64%), основные (Si02 = 44--53 %), ультраосиовные (Si02 = 30-44 %). Главными представителями абисс'альных кислых пород являются граниты, средних — диориты, основных — габбро и ультраосновных — дуниты и перидотиты. В связи с тем что остывание магмы на глубине происходит медленно, для абиссальных пород характерны полнокристаллические, разно-зернистые структуры (до крупнозернистых включительно). Быстраякристаллизация гипабиссальных тел приводит к образованию в слагающих их интрузивных породах мелко- и микрозернистых, порфиро- видных и порфировых структур. Поэтому часто в название гипабиссальны пород вводится наименование структуры в виде приставки 200 км).4. «микро» или терминов «порфир», «порфирит», совмещающихся с обозначением глубинной интрузивной породы (например, микрогранит, гранит-порфир, микродиорит, диорит-порфирит и т. д.).

Уменьшение объема интрузивных тел, происходящее при охлаждении магматического расплава, приводит к образованию в большинстве случаев многочисленных трещин охлаждения (или контракционных), разбивающих породы па блоки, более или менее выдержанные по размеру и форме, называемых отдельностью. Характерными отдельпостями интрузивных горных пород являются глыбовая, параллелепидальная, матрацевидная, реже скорлуповатая, шаровая.ьПо соотношению со слоистостью вмещающих пород интрузивны тела подразделяют па дискордантные (или несогласные) и конкордантные (или согласные). В первом случае контакты массивов пересекают слоистость вмещающих отложений, во втором — контакты интрузивов примерно совпадают со слоистостью пород рамы (рис. 9.26).

Наиболее типичными представителями дискордаптных тел являются батолиты, штоки, этмолиты, дайки и магматические жилы, конкорда т н ы х — силлы, лакколиты и лополиты (рис. 9.27). Часто интрузив в нижней части может быть дискордантным, а в верхней, где сила внедрения ослабевает, — конкордаптным.

Батолиты — огромные по площади (свыше 100 кв. км) тела вытянутой или неправильной изометричной в плане формы, с контактами, наклоненными в стороны от массива и кровлей, осложненной куполами и депрессиями. В отдельных случаях от батолитов далеко в пределы рамы отходят боковые ответвления, называемые апофизами. Нижняя ограничивающая поверхность батолитов, устанавливаемая обычно различными геофизическими методами, располагается на глубине несколько километров. Вертикальная мощность достигает 10-12 км. Значительное число батолитов сложено габбро, диоритами и гранитами. Штоки — небольшие по площади (до 100 км2 ) тела различного петрографического состава изометричной или вытянутой в плане формы, с вертикальными или круто падающими контактами.

Этмолиты — неправильные тела, имеющие форму расширяющейся кверху огромной воронки, сложенные часто породами основного состава, обладающими повышенной щелочностью. Меньшими по объемам слагающих их интрузивных пород являются дайки и магматические жилы.

Дайки представляют собой крутопадающие или вертикальные плитообразные тела, протяженность которых многократно превышает их толщину (сложены обычно гипабиссальными интрузивными породами).

Магматические жилы отличаются от даек неровными извилистыми контактами, имеют часто ветвящуюся в плане и вертикальном сечении форму.

Среди конкордаптпых интрузивных тел наиболее крупными являются силлы — пластообразные интрузивные тела с субпараллельиыми ограничивающими поверхностями, залегающие в толщах горизонтально лежащих или слабодислоцированных отложений (часто сложены породами основного состава), лакколиты — тела грибо- и караваеобразной формы, лополиты — тела блюдцеобразной формы. Размеры их по площади достигают сотен квадратных километров, а некоторых нескольких — первых тысяч квадратных километров. Вертикальная мощность колеблется от нескольких метров (в силлах) до многих сотен метров (влакколитах и лополитах). Формирование наиболее крупных интрузивных массивов происходит в несколько стадий: ортомагматическую, пегматитовую, пневма- толитовую, гидротермальную. С каждой из них связано образование месторождений рудных полезных ископаемых, представляющих собой природные скопления минеральных соединений, пригодных для промышленного использования.

Ортомагматическая стадия характеризуется подъемом из магматического очага основной массы магматического расплава и образованием интрузивного массива. При остывании расплава возможны три варианта. Во-первых, магма может распадаться на две несмешивающиеся жидкости (ликвация) с выделением рудной части, состоящей из минералов меди и никеля. Во-вторых, внутри массива может произойти расслоение еще до полного отвердения оставшейся части расплава за счет обособления минералов ранней кристаллизации (кристаллизационная дифференциация) (рис. 9.28). И в первом, и во втором случаях образуются расслоенные интрузивные тела. В-третьих, магматический расплав может поступать по подводящему каналу многократно с образованием многофазовых плутонов, распадающихся на отдельные составные части — фазы, образование каждой изкоторых связано с подъемом определенной части расплава. В ортомагматическую стадию, в зависимости от состава магмы и процессов, протекающих в магматическом очаге и интрузивном массиве, образуются различные полнокристаллические разнозернистые породы, такие как дуниты, перидотиты, габбро, диориты, сиениты, граподиориты, граниты и др. Температурный обжиг вмещающих пород внедряющимися раскаленными магматическими массами, сопровождающийся часто комбинированным действием тепла интрузий и горячих минерализованных газоводных растворов, приводит к образованию вокруг интрузива контактового ореола роговиков и скарнов, характеристика которых приведена и образование секущих рудных тел. С ортомагматической стадией связано образование магматических месторождений (ликвационных, ранне- и позднемагматических) меди, никеля, хрома, платиноидов, титана, железа, необия, циркона, редких земель, апатита.

Пегматитовая стадия. В завершающие моменты отвердевания интрузивов либо отдельных фаз, вблизи кровли интрузивных массивов, в зонах эндо- и экзоконтакта образуются небольшие тела жило- и гнез- дообразной формы, сложенные своеобразными интрузивными породами

— пегматитами, обладающими часто зональным строением, неравномерными полнокристаллическими структурами, крупными размерами части слагающих их минералов. Пегматиты свойственны глубинным массивам любого состава. Однако среди них преобладают гранитные пегматиты. Их образование связано с отделением высокоминерализованпого летучими соединениями остаточного магматического расплава с начальной температурой 700-800 " С. Остывание магматического расплава завершается выделением газоводного раствора, состав которого находится в химическом равновесии с составом породообразующих минералов. В пегматитовую стадию образуются месторождения комплексного керамического сырья, мусковита, горного хрусталя, драгоценных камней, флюорита, а также L i, Be, Rb, Cs, Sn, W, Th, U, Nb, Та.

Пневматолитовая стадия связана с отделением от магматического очага и воздействием на апикальную часть интрузивного массива горячих химически активных постмагматических летучих компонентов. Значительную роль в этой стадии играет газовая фаза, которая по мере снижения температуры переходит в высокотемпературные гидротермальные растворы. В результате воздействия иневматолитовых газов на породы интрузива и рамы образуются грейзены — агрегат слюды, кварца, иногда турмалина, топаза, флюорита и сопровождающих их рудных минералов. В превматолитовую стадию происходит образование месторождений Sn, W, L i, Be, Mo. Гидротермальная стадия. Становление крупных плутонов завершается отделением от магматического очага газово-жидких растворов (гидротерм) и образованием гидротермальных жил, связанных как с отложением в пустотах горных пород минерального вещества, так и с метасоматическим замещением боковых пород. Наиболее часто встречаются кварцевые, сульфидные и карбонатные гидротермальные жилы. Основным компонентом гидротерм является вода с содержащимися в ней минеральными солями и газами. Это могут быть как взвеси, так иколлоидные и молекулярные растворы. Начальная температура гидротермального мииералообразования близка к 600-700 °С. Постепенно понижаясь, она опускается до 25-50 °С. Гидротермальные жилы и соответственно связанные с ними месторождения подразделяются на высокотемпературные (500-300 °С), формирующиеся на больших глубинах, среднетемпературные (300-200 °С) и низкотемпературные (200-50 °С). С гидротермальной стадией связано образование месторождений горного хрусталя, Sn, W, As, B i, Au, Cu, Zn, Pb, Ag, Sb, Hg. Среди интрузивных образований наибольшим распространением пользуются породы кислой группы (граниты и гранодиориты), в меньшей степени — средние (сиениты и диориты), основные (габбро и пироксениты), ультраосновные (перидотиты и дуниты). Все породы, за исключением сиенитов, относятся по щелочности к нормально щелочным.

 

 

Эффузийный магнетизм

Под вулканизмом понимают совокупность процессов и явлений, связанных с перемещением магмы и сопутствующих ей газово-водных компонентов из коры и мантии на поверхность Земли (как суши, так и морей и океанов). В результате формируются вулканы — геологические тела и формы рельефа, сложенные вулканическими горными породами (или вулканитами) и располагающиеся над подводящим каналом, по которому поднимается магматический расплав. Вулканические породы образуются не только па поверхности Земли, но и в подводящих каналах и подземных камерах.

В строении вулканов принимают участие в подчиненных количествах и осадочные отложения (ледниковые, озерные и другие), возникающие в результате различных экзогенных процессов, протекающих на их поверхности. По времени проявления вулканических процессов среди вулканов выделяют действующие, извержения которых происходят в настоящее время или происходили в течение исторического времени (3500 лет), потенциально действующие (или уснувшие), извергавшиеся 3500-13 500лет тому назад, активность которых может возобновиться, и потухшие, сохранившие свою форму, но не проявлявшие никаких признаков активностити в течение голоцена. Кроме того, широким распространениемпользуются палеовулканы, деятельность которых протекала в доголоце-новое время (десятки и сотни тысяч, миллионы, десятки и сотни миллионовлет тому назад) и от которых сохранились лишь фрагмент (руины) вулканических построек В настоящее время насчитывается 947 действующих (на 1980 г. и 1343 уснувших вулкана. Для примерно 600 известны даты извержения. Действующие, уснувшие, потухшие вулканы и палеовулканы распространен в пределах всех материков и океанов (рис. 9.20). При этом они распределены крайне неравномерно. Действующие и уснувшими вулканы сосредоточены в современных вулканических поясах и ареалах Обширные пространства Земли в настоящее время свободны о каких-либо проявлений вулканизма. Наибольшее количество (свыше 380) вулканов размещается вдоль окраин Тихого океана в Тихоокеанском вулканическом поясе («огненном кольце») На суше отдельные действующие и уснувшие вулканы приурочены также к внутриконтинентальным (Восточно-Африканский вулканический

пояс) рифтовым долинам. Многочисленные подводные действующие вулканы на океаническом дне сосредоточены большей частью в пределах асейсмических вулканических хребтов (рис. 9.21), а также тяготеют к океаническим рифтовым долинам.

В зависимости от длительности вулканических процессов выделяют полигенные вулканы, формирующиеся в результате многих последовательных извержений, разделенных периодами относительного покоя, и моногенные, образовавшиеся в результате единого одноактного поднятия на земную поверхность всей массы лавы из впервые открывшегося магматического очага.

По строению магмоподводящего канала различают вулканы центральные с каналом трубообразной формы и трещинные, подводящий канал которых имеет вид трещины и извержения которых происходят или вдоль всей трещины, или в отдельных ее участках. Вулканы центрального типа обычно полигепные, в то время как трещинные в основном моногенные. Относительно кратковременная активность моногенных вулканов, разбросанных на значительной площади, характеризует вулканизм ареалъного типа.

В зависимости от особенностей рельефа вулканической постройки среди вулканов центрального типа выделяют стратовулканы, двойные вулканы типа «Сомма-Везувий», щитовые вулканы, вулканические купола (рис. 9.22) и шлаковые конусы, маары. Кроме того, в областях современного вулканизма широко распространены вулканические плато. Стратовулканы представляют собой сооружения правильной конической формы высотой до нескольких километров, в поперечнике достигающие 10-20 км. В привершинной части падение склонов достигает 30-40°. На вершине конуса располагается кратер, имеющий формуворонки диаметром до 1 км. Тело вулкана сложено лавовыми потоками и накоплениями рыхлого материала. Кратер венчает вертикальный или почти вертикальный подводящий канал, соединяющий магматический очаг с поверхностью вулкана. Верхняя часть этого канала называется жерлом. От жерла могут отходить второстепенные выводные каналы, давая начало боковым (паразитическим) кратерам. К двойным вулканам типа «Сомма-Везувий» относят сложные вулканические сооружения, состоящие из относительно небольшого молодого вулканического конуса, вложенного в кальдеру — циркообразиую впадину с крутыми стенками и более или менее ровным дном. Размеры кальдер в поперечнике достигают 10-15 км и более. Впепшие склоны кальдер представляют остатки разрушенной постройки более древнего вулкана. Окаймляющий кальдеру кольцевой гребень называют соммой, а кольцевую долину между молодым вулканом и соммой — атрио. Кальдера образуется в результате проседания (провала) вершины более древнего вулкана, происходящего после наиболее активной фазы его деятельности. Предполагается, что при наиболее мощных (паро- ксизмальных) извержениях через жерло вулкана выбрасывается огромное количество магматического материала. При этом опустошение магматической камеры идет быстрее, чем заполнение ее материалом из более глубинного источника. Прижерловая часть вулкана оказывается лишенной глубинной опоры и проседает. Щитовые вулканы имеют характерную форму щита с пологими склонами, углы которых в верхней части составляют 7-8°, в нижней — 3-6°. Щитовые вулканы редко достигают в высоту 1000 м, а их поперечник в десятки раз больше высоты. На вершине щитового вулкана располагаются кратеры, имеющие вид широких блюдцеобразных впадин с крутыми, часто вертикальными стенками, на дне которых находятся озера жидкой лавы.

К вулканическим (экструзивным) куполам относят сравнительно небольшие моногенные постройки, имеющие куполообразную форму высотой от нескольких до 700-800 м с довольно крутыми (40° и более) склонами, сложенные преимущественно массивными лавами и окруженные шлейфом грубых обломков. Шлаковые конусы — небольшие самостоятельные моногенные вулканы, образованные шлаками — выброшенными из кратера вулкана и застывшими при полете обрывками пузыристых лав (результат бурного выделения газов из жидких магм). Маары представляют собой относительно плоскодонные кратеры без конуса, иногда окруженные невысоким валом из рыхлых продуктов

извержений и заполненные водой. Диаметр их колеблется от 200 до3000 м, глубина — от 150 до 400 м.

Вулканические плато — обширные приподнятые лавовые равнины, образовавшиеся в результате излияний на земную поверхность огромных масс преимущественно основной лавы. Последняя, вследствие своей текучести, выполняла все неровности довулканического рельефа. При вулканических извержениях на земную поверхность из глубин поступают разнообразные по агрегатному состоянию продукты вулканической деятельности: твердые, лавы и продукты их отвердевания, газы и вода.

⇐ Предыдущая12345678910Следующая ⇒

Поделиться: