» » Морфология тел магматических пород

Морфология тел магматических пород

30.07.2016

По морфологическим особенностям тела магматических пород объединяют в две группы — тела излившихся и тела глубинных пород. В свою очередь в пределах каждой из этих групп форма тел определяется геологической обстановкой области — стадией геологического развития участка земной коры, в которой происходит магматический процесс.
Морфология тел излившихся пород. По морфологическим признакам среди тел, образующих положительные формы, выделяют простые тела и сложные. К числу первых относятся: лавовый покров, лавовый поток, некк (жерловина), вулканический (экструзивный) купол (пик, игла) и диатрема (трубка взрыва), к числу вторых вулканический конус, стратовулкан, щитовидный вулкан.
По типу извержений выделяют трещинные, или линейные, и центральные извержения, что также находит отражение в форме тел.
По выражению в рельефе эти формы могут быть как положительными (покровы, потоки, некки, вулканические купола, диатремы, вулканические конусы, стратовулканы, щитовидные вулканы), так и отрицательными (кратеры, маары, лавовые колодцы, кальдеры).
Лавовый покров — это плоское тело больших размеров (рис. 2), мощность которого по сравнению с площадью невелика, обычно 6—30 м. При повторных пароксизмах излияний суммарная мощность тела может увеличиться до 1800—3000 м. Протяженные и мощные базальтовые покровы (вулканические плато) известны в Бразилии (750 000 км2), на плоскогорье Декан (650 000 км2), в Сибири (270 000 км2).
Излияние лав базальтового или андезит-базальтового состава происходит спокойно, вследствие чего обломочный вулканический материал в покровах почти не встречается.
Морфология тел магматических пород

Лавовые покровы особенно хорошо фиксируются на континентах. В геосинклиналях они образуют тела гораздо больших размеров, нежели на континентах, однако вследствие дислоцированности и метаморфизации установление их морфологических особенностей затруднено.
Лавовый поток представляет собой сильно вытянутое тело, возникшее в результате движения лавы по наклонной поверхности рельефа; длина потока намного больше его ширины. Нередко потоки заполняют ущелья рек и долины. Образуются они чаще при центральных извержениях, чем при трещинных. Потоки кислых лав обычно более короткие (1—10 км) и мощные (до 25—30 м), а потоки основных лав, особенно волнистых и аа-лав, достигают десятков километров.
Лавовые потоки хорошо наблюдаются в современных и четвертичных вулканических районах. В частности, они известны в районе Гавайских островов, на о. Липари в Италии (рис. 3), на Камчатке, в Казбекской вулканической области, в Армении и других местах.
Среди базальтовых лавовых потоков по текстурным особенностям различают потоки, сложенные волнистыми (пахоехое) лавами, аа-лавами, связанными в грубые фрагменты с большим числом пор и пустот, блоковыми лавами, состоящими из многочисленных полигедральной формы обломков и шаровыми (пилоу), характеризующимися фрагментами шаровой или овоидальной формы.
Лавовые каскады (круто падающие вязкие лавы) относятся также к категории лавовых потоков (рис. 4).
Морфология тел магматических пород

Hекк (жерловина) [англ. «некк» — горлышко, шея] — столбообразное тело, выполняющее жерло вулкана (лаво- или магмоподводящий канал) вулканическим материалом — лавой, пирокластолитами, туфолавой, туфами, лавобрекчиями, вулканическими брекчиями и др. В поперечном сечении некки бывают округлыми, овальными и неправильных очертаний размером от нескольких метров до 1,5 км и более. При разрушении рыхлого вулканического материала некки, сложенные обычно более твердыми породами остаются, образуя характерные столбы. Породы, слагающие некки, обычно сильно изменены постмагматическими газо-гидротермами. Нередко некки являются рудовмещающими.
Вулканический купол (пик, игла) — куполовидное тело, имеющее высоту до 700—800 м и крутые склоны (40° и больше). Образуется в результате выжимания из вулканического канала вязкой лавы. Примерами таких куполов являются Мон-Пеле на Мартинике (рис. 5), Мерапи на Яве, Безымянный на Камчатке и др. Вязкая лава закупоривает магмаподводящий канал, что стимулирует взрывную деятельность вулкана, выделение газов, раскаленных туч и лавин. Сначала образуется твердая корка, впоследствии выдавливаемая вверх; в результате быстрого остывания корка растрескивается, и лавы откатываются по склону. Внутренняя часть (ядро) вулканического купола охлаждается медленно, с образованием массивной лавы. Строение вулканического купола правильно-слоистое, либо веерообразно-слоистое. Порой на вершине купола в результате просадки охлажденного материала или снижения уровня лавы в жерле образуется чашеобразная впадина.
Морфология тел магматических пород

Диатрема (трубка взрыва) [греч. «дна» — через, «трэма» — отверстие, дыра] — трубообразный вулканический канал, имеющий в плане круглое или овальное очертание и образующийся в результате однократного прорыва газов. При этом имеет место не излияние лавы, а ее внедрение в магмаподводящий канал, сложенный вулканической брекчией. Диаметр поперечного сечения диатрем до 1 км. Наряду с вулканическим материалом диатрема заполнена обломками горных пород из стенок канала (базальты, лимбургиты, вулканические туфы, кимберлиты и осадочные породы). Особый интерес представляют алмазоносные диатремы, сложенные кимберлитовой брекчией. Между отдельными трубками нa глубине существует связь в виде даек, являющихся их корнями, раздувы которых они представляют.
В.П. Петров отмечает, что находка коэсита, включенного в алмаз кимберлитов, доказывает глубинное происхождение последнего. Образование алмаза происходит, видимо, в интервале 4—5*Па9, коэсита — 2—4,5 Па-10в9. При быстром внедрении кимберлита (в трубках взрыва) алмаз сохраняется, а при медленном внедрении он отсутствует, по той причине, что он (как и коэсит) переходит в модификацию низкого давления. Так как современные кимберлитовые извержения не известны, то трудно утверждать, что образование кимберлитов сопровождалось взрывными явлениями наподобие взрыва бомб. Возможно, что эти «взрывы» по своему характеру в принципе не отличались от извержения вулкана.
Морфология тел магматических пород

Вулканический конус — вулканическая постройка, имеющая форму конуса (см. рис. 3; рис. 6); образуется путем отложения вулканического материала вокруг жерла. Форма конуса обусловлена степенью текучести лавы, а также характером рыхлого материала (пепла, шлаков, лавобрекчии и др.). Обычно на вершине вулканического конуса находится кратер, вследствие чего вершины конусов срезаны. Крутизна склонов вулканического конуса определяется размерами обломков. При выбросе топкого материала образуются склоны с углом от 30 до 35°; более грубый материал, естественно, скапливается вблизи кратера, создавая склоны с уклоном до 40° и более. Скорость роста шлаковых вулканических конусов весьма значительна. Так, вулканический конус Парикутин в Мексике, возникший на ровном месте, в течение недели вырос до 140 м, а к концу второго месяца высота его измерялась 300 м. На склонах главных конусов располагаются мелкие побочные (паразитические) конусы и трещины, из которых вытекают потоки лавы. Застывшая в трещинах лава образует дайки, значительно укрепляющие вулканическую постройку. Склоны крупных вулканических конусов бывают изборождены барранкосами [исп. «барранко» — глубокий овраг, ущелье] — оврагами, радиально расходящимися от вершины к подножию вулкана, образовавшимися в результате размыва склонов дождевыми и талыми водами, а также выпахивающего действия сухих лавин, скатывающихся из кратера.
Стратовулкан (смешанный вулкан) представляет собой вулканический конус, построенный из рыхлого материала (бомб, лапиллей, пепла и др.), выбросы которого обычно предваряют вулканические извержения взрывного характера и лавовых потоков. Далее происходит периодическое чередование эксплозивной деятельности с почти чисто лавовой. Стратовулкан является наиболее распространенной формой центрального типа.
Щитовидный вулкан — вулканическое сооружение, образовавшееся в результате многократных излияний жидкой лавы. Имеет форму очень пологого щита, падение склонов которого в верхней части 7—8°, в нижней 3—6°. Нa вершине щитовидного вулкана располагаются кратеры, имеющие вид широких блюдцеобразных впадин с крутыми, часто вертикальными или террасообразно-ступенчатыми стенками. На дне кратеров действующих щитовидных вулканов находится жидкая (разливающаяся) лава в виде озер. В недействующих щитовидных вулканах лава застывшая.
Различают два типа щитовидных вулканов: исландский и гавайский. Щитовидные вулканы первого типа редко достигают в высоту 1000 м (часто менее 100 м), их поперечник в десятки раз больше высоты; угол наклона склона очень большой, вершинное плато обычно отсутствует. Щитовидные Вулканы гавайского типа обладают гигантскими размерами и отличаются от вулканов исландского типа меньшим углом наклона склонов и наличием вершинного плато.
К вулканическим телам с отрицательной морфологией относятся: вулканический кратер, маар, лавовый колодец, кальдера.
Вулканический кратер — впадина в виде чаши или воронки, образованная главным образом в результате эксплозивных извержений. Кратер тесно связан с вулканическим каналом и представляет собой поверхностное его проявление. Поперечник вулканического кратера обычно 2—2,5 км, редко несколько больше, глубина — от нескольких десятков до нескольких сот метров. Начальная форма кратера — маар (см. ниже). Многократные извержения создают вулканическую постройку — вулканический конус, на вершине которой находится вулканический кратер. Возникающие на вершинах вулканических конусов стенки кратеров, часто крутые и скалистые, и сложены лавой либо пирокластолитами, либо тем и другим. Плоское дно кратера, если оно не завалено обломками вулканических пород, имеет воронкообразную форму. В действующих вулканах на дне кратера находятся одно или несколько бокка, откуда выбиваются фумаролы [от итал. «фумарола» — дым] — выходы вулканического газа и пара в виде струй или спокойно парящих масс из трещин или каналов на поверхности вулкана или из неостывших лавовых и пирокластических потоков и покровов.
Нередко кратеры бывают гнездообразными («кратер в кратере»), т. е. когда внутри большого (главного), более раннего кратера в результате сокращения объема вулканической деятельности образуются другие кратеры. «Кратер в кратере» развивается над сокращенным в диаметре магмаподводящим каналом (жерлом). Различают также латеральные кратеры (побочные, паразитические); они расположены на склоне главного вулкана (вулканического конуса) и представляют поверхностное выражение дополнительного магмавыводного канала, отходящего от центрального (главного) магмавыводного канала.
Маар — относительно плоскодонный кратер взрыва с жерлом без конуса, но окруженный невысоким валом из рыхлых продуктов извержения, представляющих собой горные породы, слагающие стенки жерла. Маары иногда заполнены водой. Поперечник маара колеблется от 200 до 3200 м, глубина — от 150 до 400 м. Маары образуются в результате одного взрыва. Для них характерно незначительное развитие шлаковой постройки, отсутствие вытекающего из него лавового потока, короткий период извержения и большая сила взрыва.
Лавовый колодец — цилиндрический провал, образующийся на дне кратера, на склонах щитовидных вулканов (известны на Гавайских островах) и на некоторых базальтовых вулканических покровах.
Кальдера [порт, «кальдера» — котел] — циркообразная впадина с крутыми стенками и более или менее ровным дном (рис. 7), образовавшаяся не в результате вулканической активности, как это имеет место при кратерообразовании, а вследствие провала вершины вулкана и в некоторых случаях прилегающей к нему местности. Полагают, что при энергичных вулканических пароксизмах со взрывами выбрасывается огромное количество магмы, происходит опустошение вулканической камеры, опережающее ее заполнение из глубины. По этой причине кровля вулкана оказывается лишенной опоры и обрушивается. Так было объяснено образование кальдеры Кракатау в 1883 г.
От кратера кальдера отличается происхождением и большими размерами (в поперечнике до 10—15 км и больше).
Морфология тел магматических пород

В.И. Влодавец выделяет следующие виды кальдер: 1) кальдера обрушения круглая или округленная вулканическая депрессия с наклонными стенками, возникшая вследствие обрушения стенок кратера, образованного сильным взрывом; 2) кальдера оседания — круглая или овальная вулканическая депрессия с крутыми стенками, образовавшаяся в результате оседания кровли в связи с понижением уровня магмы в камере после сильного извержения; 3) кальдера провальная (скрытовулканическая) — вулканическая депрессия округлой формы, характеризующаяся отсутствием вулканических проявлений по ограничивающей ее линии.
Морфология тел глубинных пород. Выделяют следующие морфологические виды глубинных тел (интрузий): среди согласных — силл (залежь, пластовая интрузия), лополит, этмолит, лакколит, бисмалит и факолит; среди несогласных — хонелит, дайка, апофиза, центральная кольцевая интрузия (кольцевая дайка, субвулкан), батолит, шток и гарполит.
Силл (интрузивная залежь, пластовая интрузия) [англ. «силл» — порог] — пластообразное интрузивное тело, залегающее в горизонтально лежащих или слабо дислоцированных осадочных толщах (рис. 8, 1). Морфологически подобен вулканическому покрову, с которым он обычно связан генетически. Силлы большого размера возникают при внедрении основной (базальтовой) магмы. Поверхности, ограничивающие силлы сверху и снизу, на значительных расстояниях почти параллельны.
Морфология тел магматических пород

Размер силлов зависит от объема внедрившейся магмы, ее напора, температуры и сцеплнвающей способности слоев. Мощность может колебаться от небольшой до нескольких сот метров. Площадь, на которую распространяется силл, может достигать многих тысяч квадратных километров. Например, на Сибирской платформе один из силлов достигает десятков тысяч квадратных километров, в провинции Карру на юге Африки площадь силла 570 000 км2.
Лополит [греч. «лопос» — чаша, плоское глиняное блюдо] но своему происхождению близок к силлам. Состав пород базитовый. От силлов лополиты отличаются прогиутостыо в средней части, напоминая гигантскую чашу с отношением мощности к диаметру примерно 1:10 (рис. 8, 2). Лополиты встречаются на платформах и приурочены к крупным синклинальным депрессиям. Естественно допустить, что они представляют собой осложненную форму силлообразовання вследствие прогибания толщи слоев, вмещающих крупное магматическое тело. В качестве примера можно привести лополит Садбэри (пров. Онтарио), площадь которого составляет 55x30 км, мощность (глубина) неизвестна. Весьма крупным является Дулутский лополит (штат Миннесота). Его поперечник 250 км, глубина 15 км, объем 200 000 км3. По размерам он сопоставим с Гавайским щитом. Бушвелдский лополит в Африке, по Б. Бейли, неясного происхождения, имеет площадь 400x250 км, глубина неизвестна. Лополиты сложены базитами и ультрабазитами; резко подчиненное значение имеют более поздние кремнекислотные интрузивные тела, обычно занимающие верхнюю часть лополита, как это, в частности, наблюдается в Бушвелдском лополите.
Этмолит [греч. «этмос» — воронка] — чашеобразное тело с воронкообразным окончанием в нижней части, представляющим собой бывший магмоподводящий канал (см. рис. 8, 3). Вмещающие осадочные слои по отношению к нижней крутопадающей поверхности этмолита наклонены вниз. Этмолиты первоначально были описаны в Альпах; впоследствии они были встречены и па платформах. Можно думать, что этмолит формируется на поздней стадии развития мощного силла по схеме силл лополит этмолит. Это хорошо иллюстрируется на примере Бушвелдского лополита, книзу приобретающего воронкообразную форму.
Лакколит [греч. «лаккос» — полость, углубление] — грибообразное или караваеобразное тело, расположенное согласно с вмещающими осадочными слоями (см. рис. 8, 4). Форма его в в плане близка круговой или эллиптической. Дно (лежащий бок) лакколита более или менее горизонтальное, а кровля выпуклая (приподнятая вверх) наподобие свода, что вызвано напором (давлением) вязкой (кремнекислотной) магмы, которая, проникая между слоями, не способна распространяться на значительное расстояние, чтобы образовать силл. Магма скапливается вблизи магмовыводного канала, постепенно приподнимая слои кровли и агрессивно завоевывая себе пространство. Лакколиты встречаются поодиночке, либо группами. Обычно они наблюдаются в верхнем структурном ярусе. Размеры лакколитов сравнительно небольшие-от сотен метров до нескольких километров в диаметре.
Бисмалит [греч. «бисма» — пробка] — представляет собой позднюю стадию формирования лакколита (см. рис. 8, 5). В тех случаях, когда давление вязкой (кремнекислотной) магмы превышает вес вышележащих слоев, в кровле лакколита может появиться система трещин, куда внедряется магма с образованием секущего цилиндрического тела. Таким образом, бисмалит является частично несогласным телом.
Факолит [греч, «фако» — линза] — небольшого размера интрузивное тело линзообразной формы, расположенное обычно в замке антиклинальной, иногда синклинальной складки (см. рис. 8, 6). Форма факолита является следствием складчатости. Он образуется во время складчатых деформаций осадочных слоев и особенно характерен для офиолитовых (альпинотипных) гипербазитов. Встречаются также факолиты, сложенные гранитоидами.
Xонолит [греч. «хонево» — отливаю] — тело неправильной формы. Интрудировавшая в дислоцированные вмещающие горные породы магма занимает пространство агрессивно; происходит обрушение горных пород кровли и их поглощение (ассимиляция) и раздвигание блоков горных пород вдоль возникших в складчатой системе разрывов (см. рис. 8, 7). Хонолит сложен обычно гранитоидами.
Дайка — вертикальное или крутопадающее тело, ограниченное двумя параллельными стенками трещин и простирающееся от нескольких метров до сотен и тысяч метров и километров (см. рис. 8, 8). Мощность дайки колеблется также в широких пределах: от сантиметров до нескольких километров. Кроме даек, которые образованы путем заполнения магмой тектонических трещин (разломов) и их раздвигания под напором (давлением) расплава, существуют также дайки, окончательное формирование которых в тектонических разломах завершается аллометаморфическим (метасоматическим) путем. К ним относятся дайки некоторых гранитов, сиенитов, монцонитов, аплитов, пегматитов и других горных пород. Кроме того, известны экзогенные дайки, образованные путем заполнения трещин осадочным материалом. По характеру пространственного размещения различают групповые дайки, нередко образующие поясы, радиальные дайки, расходящиеся из одного центра, и кольцевые дайки. Самая крупная так называемая Большая дайка известна в Южной Родезии; она простирается почти прямолинейно на 530 км, имея среднюю мощность 5,5 км, сложена базитами и ультрабазитами.
Апофиза [греч. «апофизис» — отросток] — ответвление от магматического тела, связь с которым можно непосредственно проследить, либо экстраполировать. Апофизы имеют форму дайки, либо неправильного удлиненного тела.
Кольцевая интрузия (кольцевая дайка, субвулкан) имеет в плане форму дуги или замкнутого кольца, часто неправильной формы (см. рис, 8, 9). Падение тела вертикальное или крутое, направленное наружу от общего центра, в противоположность коническим слоям. Полагают, что дайки этого типа образуются при опускании в магму блоков горных пород, конической и кольцевой формы, что вызывает выжимание магмы в полость, окружающую блоки. Излияние магмы на поверхность Земли происходит тогда, когда кольцевые трещины достигают земной поверхности. Из встречающихся в мире кольцевых интрузий крупнейшей является Хибинский субвулкан. В качестве примера кольцевой интрузии на рис. 9 приводится геологическая схема кольцевого тела острова Малл.
Морфология тел магматических пород

Батолит [греч. «батос»"— глубина] — по представлению Э. Зюсса, это крупное, бездонное тело, соединяющееся непосредственно с магматическим очагом и возникшее при внедрении магмы, расплавившей и переработавшей вмещающие породы (см. рис. 8, 10). Р. О. Дэли считал, что пространство, занимаемое батолитом, завоевано путем обрушения и раздробления кровли вмещающих пород и их ассимиляции магмой. Г. Класс в 1929 г. подвергнул ревизии представления о механизме образования батолитов и отметил, что ксенолиты вмещающих пород встречаются лишь в апикальных частях батолитов. Сами же батолиты имеют дно, сложенное вмещающими породами. В 1932 г. в CШA специально созданная комиссия пришла к заключению, что батолитами следует называть интрузивы, диаметр которых превышает 32 км.
В настоящее время под батолитами понимают крупные интрузивные тела (площадью более 200 км2), сложенные главным образом гранитоидами и залегающие обычно в ядрах антиклинориев вулканогенноосадочных и терригенных геосинклинальных толщ. Как правило, батолиты длинной осью ориентированы параллельно простиранию складчатых структур. Контакты батолитов с вмещающими породами обычно секущие, но могут быть и согласными. Образуются батолиты на значительной глубине и обнажаются в результате интенсивной эрозии. Формируются либо в результате внедрения кремнекислотной (гранитоидной) магмы, либо в результате метасоматической гранитизации. Обычно процесс образования батолитов складывается из внедрения магмы, ее кристаллизации и последующего метасоматоза.
Шток [нем. «шток» — палка, ствол] — относительно небольшое интрузивное тело, часто неправильной формы, но в общем приближающейся к цилиндрической (см. рис. 8, 11). Стенки штока обычно крутопадающие, неправильных очертаний. Размеры площадей, занятых выходами штоков на земную поверхность, колеблются в значительных пределах, иногда достигая 200 км3. Штоки среди интрузивных пород разного состава встречаются часто.
Гарполит [греч. «гарпос» — серп] — интрузивное тело, имеющее в разрезе серповидную форму. Образован в результате внедрения магмы вдоль древнего кристаллического субстрата и залегающих на нем слабо дислоцированных толщ (рис. 8, 12). Одним из наиболее ярко выраженных гарполитов является Xepeфоский (рис. 10) в Норвегии.
Морфология тел магматических пород