15.2. Интрузивный магматизм

Первичные магмы, образуясь на разных глубинах, имеют тенденцию скапливаться. Их большие массы продвигаются в верхние горизонты земной коры, где литостатическое давление меньше. При определенных геологических и в первую очередь тектонических условиях магма не достигает поверхности Земли и застывает (кристаллизуется) на различ­ной глубине, образуя тела разной формы и размера — интрузивы (рис. 15.4). Любое интрузивное тело, будучи окруженным вмещающими поро­дами, или рамой, взаимодействуя с ними, обладает двумя контактовыми зонами. Влияние высокотемпературной, богатой флюидами магмы на окружающие интрузивное тело породы приводит к их изменениям, вы­ражающимся по-разному — от слабого уплотнения и дегидратации до полной перикристаллизации и замещения первичных пород. Такая зона шириной от нескольких сантиметров до десятков километров называет­ся зоной экзоконтакта, т. е. внешним контактом (рис. 15.5). С другой стороны, сама внедряющаяся магма, особенно краевые части магмати­ческого тела, взаимодействуя с вмещающими породами и быстрее ох­лаждаясь, частично ассимилирует породы рамы, в результате чего изме­няются состав магмы, ее структура и текстура. Такая зона измененных

магматических пород в краевой части интрузива называется зоной эндо- контакта, т. е. внутренней зоной.

Кислые	Средние	Основные	Ультра - основные
Граниты	Диориты	Габбро	Перидо­титы
Риолиты	Андезиты	Базальты	Комати- иты
Кварц \	ч	< % ч\ \	к Ч

%

62

56

43

Увеличение Si0₂

Увеличение NajO и KjO

Увеличение FeO, MgO и Са

Рис. 15.4. Классификация наиболее распространенных интрузивных пород.

Приведены вулканические породы, аналоги интрузивных

% SiO,

В зависимости от глубины формирования интрузивные массивы (рис. 15.6) подразделяются на приповерхностные, или субвулканические (последнее слово означает, что магма почти подошла к поверхности, но все-таки не вьпыла на нее, т. е. образовался «почти вулкан», или субвул­кан), — от нескольких сотен метров до 1-1,5 км; среднеглубинные, или гипабиссальные, — до 1-3 км и глубинные, или абиссальные, — глубже 3 км. Подобное разделение не очень строгое, но в целом достаточно отчетливое. Глубинные породы, застывавшие медленно, обладают пол­нокристаллической структурой, а приповерхностные, в которых паде­ние температуры было быстрым, — порфировой, очень похожей на струк­туру вулканических пород.

Рис. 15.5. Характер контактов в интрузивном массиве гранитов. 1 — собственно интрузивный массив гранитов, 2 — вмещающие породы; 3 — зона экзоконтакта (изменение вмещающих пород); 4 — зона эндоконтакта (изменение гранитов); 5 — провесы кровли

Рис. 15.6. Подразделение интрузивов по глубине формирования. 1 — субвулканиче­ские (близповерхностные), до 1 км, 2 — гипабиссальные (среднеглубинные), 1-2 км, 3 — абиссальные (глубинные), глубже 2-2,5 км

По отношению к вмещающим породам интрузивы подразделяются на конкордантные, или согласные, и дискордантные — несогласные (рис. 15.7).

Согласные интрузивы обладают разнообразной формой. Наиболее широко среди них распространены силлы, или пластовые тела, особенно в платформенных областях, где отложения залегают почти горизонталь­но. Базальтовые силлы широко развиты по краям обширной впадины — Тунгусской синеклизы на Сибирской платформе, где они образуют мно­гоэтажные системы плоских линзовидных интрузивных тел, соединенных

2-1 чм

Рис. 15.7. Формы интрузивных тел. 1 — дайки, 2 — штоки, 3 — батолит, 4 — гарполит, 5 — многоярусные силлы, 6 — лополит, 7 — лакколит, 8 — магматический диапир, 9 — факолит, 10 — бисмалит

тонкими подводящими каналами. Мощность силлов колеблется от не­скольких десятков сантиметров до сотен метров. На Сибирской платфор­ме они образуют так называемую трапповую формацию. Так как силлы более прочные, чем вмещающие породы, они выделяются в рельефе в виде «ступеней гигантской лестницы» (рис. 15.8). Силлы часто дифферен­цированы, и тогда в их подошве скапливаются более тяжелые минералы, образовавшиеся раньше более легких. Поэтому и состав пород силла на разных уровнях становится различным — более основным внизу и более кислым — вверху. Для того чтобы магма внедрялась в слои наподобие ножа в листы книги, необходимы условия тектонического растяжения, как это происходило в Тунгусской синеклизе по ее краям (рис. 15.9). За счет внедрения в слоистую толщу множества силлов увеличение ее мощ­ности может достигать сотен метров и даже нескольких километров. При этом слои вмещающих пород не деформируются, а лишь перемещаются по вертикали, как бы разбухая.

Рис. 15.8. Триасовые силлы долеритов на р. Нижняя Тунгуска. Восточная Сибирь (фото Н. В. Короновского)

Рис. 15.9. Образование силлов. 1 — при растяжении пластов между ними образуются ослабленные зоны, куда и нагнетается магма; 2 — образование силлов на краю синеклизы при опускании последней и растяжении пластов

Лополит — чашеобразный согласный интрузив, залегающий в синк­линальных структурах и так же, как и силл, образующийся в условиях тектонического растяжения, когда магма легко заполняет ослабленные зоны, не деформируя сильно вмещающие слои. Размеры лонолитов в диаметре могут достигать десятков километров, а мощность — многих сотен метров. Крупнейшие дифференцированные лополиты — Бушвель- дский в Южной Африке площадью 144 тыс. км⁸и Седбери в Канаде. Чашеобразная форма лополитов связана еще и с явлением проседания субстрата под весом внедрившейся магмы.

Лакколиты в классическом виде представляют грибообразные тела, что свидетельствует о сильном гидростатическом давлении магмы, пре­вышающем литостатическое в момент ее внедрения. Магма приподни­мает вышележащие слои, «накачиваясь» в межслоевое пространство. Обычно лакколиты относятся к малоглубинным интрузивам, т. к. «при­поднять» мощную толщу пород даже большой порции магмы затруд­нительно. Идеальные грибовидные лакколиты встречаются не так уж и часто. Пожалуй, наиболее типичный пример — это лакколиты гор Ген­ри в США. Многочисленные так называемые лакколиты в районе Ми­неральных Вод на Северном Кавказе или на южном берегу Крыма на самом деле представляют собой каплевидные массивы, напоминающие «редьку хвостом вниз». Только в верхней части таких «капель» — маг­матических диапиров — слои залегают согласно с кровлей интрузива, а далее вниз он их пересекает, т. е. становится несогласным по отноше­нию к вмещающим породам.

Несогласные интрузивы пересекают, прорывают пласты вмещаю­щих пород. К наиболее распространенным несогласным интрузивам относятся дайки, тела, длина которых во много раз превышает их мощ­ность, а плоскости контактов практически параллельны (рис. 15.10, рис. 21 на цветной вклейке). Дайки обладают длиной от десятков метров до многих сотен километров, например Великая дайка Родезии раннепро- терозойского возраста имеет длину до 670 км при ширине 1-30 км. Естественно предположить, что образование даек связано с внедрением магмы по трещинам в условиях тектонического растяжения. Внедре­ние даек было хорошо изучено в Исландии, где их количество очень велико в связи с тем, что Исландия представляет собой приподнятую над поверхностью океана часть Срединно-Атлантического хребта, осе­вая рифтовая зона которого является дивергентной зоной, где происхо­дит наращивание океанского дна, его спрединг. Вертикальные дайки ориентированы перпендикулярно оси минимальных сжимающих на­пряжений. Иными словами, они ориентированы по простиранию риф­товой зоны. Многократное внедрение даек приводит к увеличению ширины зоны на суммарную мощность даек. Магма, внедряясь снизу в толщу пород, действует на них как гидравлический клин, раздвигая породы в стороны, причем распирающие напряжения быстро умень­шаются к вершине клина, как показал М. Г. Ломизе. Следует отме­тить, что на глубинах более 3 км возникновение зияющих трещин вследствие большого литостатического давления затруднено и поэто­му только гидроразрыв (магморазрыв) способен обеспечить внедре­ние даек (рис. 15.11).

Рис. 15.10. Дайка (фото В. Д. Записка)

i	L
м	1

Дайки могут быть одиночными либо сгруппированными в кольце­вые или радиальные рои параллельных даек. Радиальные и кольцевые дайки часто приурочены к интрузивным телам и вулканам, когда ска­зывается распирающее давление магмы на вмещающие породы и пос­ледние растрескиваются с образованием кольцевых и радиальных тре­щин. Кольцевые дайки могут быть не только вертикальными, но и коническими, как бы сходящимися к магматическому резервуару на глубине. Комплексы параллельных даек развиты в современных сре- динно-океанских хребтах, в зонах спрединга, т. е. там, где активно про­исходит тектоническое растяжение земной коры. От даек следует отли­чать магматические жилы,имеющие неправильную, ветвистую форму и гораздо меньшие размеры.

Широким распространением пользуются штоки("нем. schtock — пал­ка) — столбообразные интрузивы изометричной формы с крутыми кон­тактами площадью менее 100 км².

Существуют и другие, менее распространенные формы интрузив­ных тел. Факолит —линзовидные тела, располагающиеся в сводах антиклинальных складок, согласно с вмещающими породами. Гарпо- лит —серпообразный интрузив, по существу разновидность факолита.Хонолит— интрузив неправильной формы, образовавшийся в наибо­лее ослабленной зоне вмещающих пород, как бы заполняющий «пусто­ты» в толще. Бисмалит —грибообразный интрузив, похожий на лакко­лит, но осложненный цилиндрическим горстообразным поднятием, как бы штампом в центральной части. Все эти интрузивы, как правило, малоглубинные и распространены в складчатых областях.

Крупные гранитные интрузивы значительной мощности и площадью во многие сотни и тысячи квадратных километров называются батоли­тами.Наблюдая за крутыми, несогласными с вмещающими породами контактами, раньше думали, что подобные гигантские интрузивы «ухо­дят» далеко в глубину и не имеют «дна». Однако впоследствии было доказано, что батолиты обладают вертикальной мощностью в несколько километров и отнюдь не «бездонны». От батолитов, обладающих непра­вильной формой, часто отходят апофизы —более мелкие ветвящиеся интрузивы, использующие ослабленные зоны в раме батолита. Крупней­шие батолиты известны в Андах Южной Америки, где они непрерывно прослеживаются более чем на 1000 км, имея ширину около 100 км; в Северо-Американских Кордильерах длина батолита превышает 2 тыс. км Батолиты — это абиссальные интрузивы, как и многие штоки, в то время как дайки являются приповерхностными, или малоглубинными, образо­ваниями.

Действительно, куда же девались колоссальные по объему толщи пород, на месте которых возник гранитный батолит площадью в тысячи квадратных километров? Если это небольшая дайка, жила, силл, про­блема решается проще, т. к. наблюдается раздвигание пород в обста­новке тектонического растяжения. Для крупных интрузивных масси­вов, особенно гранитного состава, идея о раздвиге вмещающих пород силой напора магмы не проходит, т. к. в этом случае должны были бы наблюдаться мощные, шириной во многие километры, зоны сильно дислоцированных пород, а этого не происходит. Когда речь идет о внедрении в более высокие горизонты земной коры магматического расплава, то в его продвижении вверх играют роль разные силы и процессы, но, по-видимому, одними из важнейших являются тектони­ческие обстановки и структура вмещающих пород. Вполне естествен­но, что магма движется туда, где давление меньше, т. е. в зоны, текто­нически ослабленные, возникающие при образовании разрывов, в сводовых частях антиклинальных складок, в смыкающем крыле флек­сур, в краевых зонах прогибов, синеклиз, впадин и т. д. Именно в таких структурах, находящихся в обстановке тектонического растя­жения, и формируются интрузивы. Характерны в этом отношении, силлы мощностью в сотни метров, внедряющиеся в слоистые породы подобно ножу в книжные листы и раздвигающие пласты, практичес­ки не деформируя их. Образование таких многоэтажных пластовых интрузивов возможно только в случае общего растяжения слоистой толщи пород.

Важную роль играют и гидростатическое давление магмы, ее напор и расклинивающее воздействие, как, например, в случае с дайками. Под воздействием напора магмы приподнимаются и деформируются пласты горных пород. Сильное смятие пластов вмещающих толщ хоро­шо наблюдается в экзоконтактовых зонах интрузивных тел. Таким об­разом, активное, или «силовое», воздействие магмы на вмещающие породы, несомненно, имеет место.

Существенными являются процессы ассимиляции, когда агрессив­ная магма как бы усваивает часть пород из рамы интрузива, сама изме­няясь при этом с образованием гибридных пород. Однако все эти явле­ния для объяснения проблемы пространства огромных батолитов, сложенных «нормальными», преимущественно биотитовыми гранита­ми, имеют явно ограниченное значение. Главную роль в этом случае играют процессы магматического замещения, когда вмещающие поро­ды преобразуются под воздействием потоков трансмагматических рас­творов. При воздействии последних осуществляются вынос химичес­ких компонентов, избыточных по отношению к эвтектике, и усвоение компонентов, стоящих близко к эвтектическому составу гранитной маг­мы. При таком процессе вмещающие породы перерабатываются на мес­те, что решает проблему пространства батолитов. Граниты, залегающие на месте генерации магмы, называются автохтонными, а граниты, свя­занные с перемещением магмы, — аллохтонными. Формирование аллох- тонных гранитов зависит от состава вмещающих пород и происходит в несколько фаз внедрения. При этом ранние внедрения характеризуются более основным составом.

Внутреннее строение интрузивов устанавливается по форме их кон­тактов и по ориентированным первичным текстурам, возникающим в магматическом теле еще тогда, когда оно находилось в жидком состоя­нии, связанным с ориентировкой минералов, струй магмы различного состава и вязкости, направленной кристаллизации и т. д. Как правило, они параллельны экзоконтактам. При остывании магматических инт­рузивных тел возникают трещины, которые располагаются вполне за­кономерно по отношению к первичным текстурам течения. Изучая эти трещины, удается восстановить первичную структуру интрузива, даже если не видно его контактовых зон.

3. ВУЛКАНИЗМ

Если жидкий магматический расплав достигает земной поверхнос­ти, происходит его извержение, характер которого определяется соста­вом расплава, его температурой, давлением, концентрацией летучих компонентов и другими параметрами. Одной из самых важных причин извержений магмы является ее дегазация.Именно газы, заключенные в расплаве, служат тем «движителем», который вызывает извержение. В зависимости от количества газов, их состава и температуры они могут выделяться из магмы относительно спокойно, тогда происходит излия­ние, эффузиялавовых потоков. Когда газы отделяются быстро, проис­ходит мгновенное вскипание расплава и магма разрывается расширяю­щимися газовыми пузырьками, вызывающими мощное взрывное извержение — эксплозию.Если магма вязкая и температура ее невысо­ка, то расплав медленно выжимается, выдавливается на поверхность, происходит экструзиямагмы.

Таким образом, способ и скорость отделения летучих определяют три главные формы извержений: эффузивное, эксплозивное и экстру­зивное. Вулканические продукты при извержениях бывают жидкими, твердыми и газообразными (рис. 22-32 на цветной вклейке).

3. ПРОДУКТЫ ИЗВЕРЖЕНИЯ ВУЛКАНОВ

Газообразные продукты,или летучие,как было показано выше, иг­рают решающую роль при вулканических извержениях, и состав их весьма сложен и изучен далеко не полностью из-за трудностей с определением состава газовой фазы в магме, находящейся глубоко под поверхностью Земли. По данным прямых измерений, в различных дей­ствующих вулканах среди летучих содержатся водяной пар, диоксид углерода (С0₂), оксид углерода (СО), азот(N₂), диоксид серы(S0₂), три- оксид серы(S0₃), газообразная сера(S), водород (Н₂), аммиак(NH₃), хлористый водород(HCL), фтористый водород(HF), сероводород (Н₂S), метан (СН₄), борная кислота (Н₃В0₃), хлор (С1), аргон и др., но преоб­ладают Н₂0и С0₂. Присутствуют хлориды щелочных металлов, а так­же железа и меди. Состав газов и их концентрация очень сильно меня­ются в пределах одного вулкана от места к месту и во времени. Зависят они и от температуры и в самом общем виде от степени дегазации мантии и от типа земной коры. По данным японских ученых, зависи­мость состава вулканических газов от температуры выглядит следую­щим образом (табл. 11).

Данные таблицы показывают, что наиболее высокотемпературные газы являются, скорее всего, ювенильнъши,т. е. первичными магмати­ческими эманациями, тогда как при более низких температурах они явно смешиваются с атмосферным воздухом и водой, которая проникает в вулканические каналы по многочисленным трещинам. Такая атмос­ферная вода называется вадозной.Ниже +100 °С пары воды превраща­ются в жидкость, которая реагирует с малорастворимыми соединениями типа НС1, образуя агрессивные кислоты. В газах Ключевского вулкана на Камчатке при 300-800 °С преобладали Н„HF, СО, С0₂,S0₂; при 150-200 °С - Н₂, НС1, СО, С0₂,S0₂; при 50-100 °С - СО,,S0₂; при 50-81 °С — СО,. Газы континентальных вулканов отличаются от газов вулканов, расположенных на островах в океанах.

Состав газов очень изменчив не только в разных типах вулканов, но и в пределах одного вулкана, что хорошо показал известный француз­ский вулканолог Г. Тазиев на примере газовых эманаций вулкана Стром- боли в Липарских островах у северного побережья Сицилии. Содержа­ние и состав газов непрерывно изменялись при опробовании через

Таблица 11