Диагенез и последиагенетические изменения осадочных пород

Под диагенезом (греч. "диагенезис" - перерождение) понимается изменение осадков, их перерождение и превращение в осадочные горные породы. Как было сказано, осадки Мирового океана образуются в различных климатических и гидродинамических условиях. Первичный рыхлый морской осадок в большинстве случаев представляет многокомпонентную систему, в состав которой могут входить: иловые частицы; химически осажденные соединения; органические вещества; реликтовые (остаточные) воды, заполняющие поры. Кроме того, в определенных условиях возможны примеси пирокластического материала. В целом морской осадок является разнородной смесью реакционноспособных соединений.

Рис.10. 11. Схема диагенеза (по Н.М. Страхову)

При этом равновесие отсутствует как между разнородными частицами осадка, так и у частиц осадка с придонными водами океана. Уже в самой начальной стадии существования осадка начинается взаимодействие отдельных его частей друг с другом, с остаточными иловыми водами и средой их накопления.

По данным Н.М. Страхова, в преобразовании осадков в горные породы участвуют многие факторы (рис. 10.11).

1. Высокая влажность осадков, имеющая огромное значение в перераспределении отдельных элементов в осадке и обусловливающая диффузное перемещение вещества в вертикальном и горизонтальном направлениях, что способствует взаимодействию различных составляющих и образованию новых диагенетических минералов.

2. Наличие многочисленных бактерий, главная масса которых сосредоточена в верхних первых сантиметрах осадков. Бактерии играют различную роль в преобразовании вещества. В одних случаях они разлагают углеводороды и органические соединения, создают новые реактивы и изменяют химизм среды. В результате деятельности различных бактерий происходят сложные процессы - окисление закисных соединений и чаще, наоборот, перевод окисных соединений в закисные. В других случаях бактерии служат главным источником накопления органического вещества в верхней части слоя.

3. Иловые растворы воды, пропитывающие осадок, существенно отличаются от состава наддонной воды океана более высокой минерализацией, уменьшенным содержанием сульфатного иона, присутствием железа, марганца и других элементов. Различие состава иловых растворов и придонной океанской воды вызывает обмен веществ между ними. При большой концентрации ряда веществ в иловых растворах в осадке образуются новые диагенетические минералы.

4. Органическое вещество, большое скопление которого в осадке вызывает дефицит кислорода, появление углекислого газа и сероводорода, т. е. создает восстановительные условия.

5. Окислительно-восстановительный потенциал зависит от содержания органического вещества и от гранулометрического состава осадка. В мелководных зонах, где преобладают хорошо водопроницаемые пески с отсутствием или ничтожным содержанием органического вещества, создаются окислительные условия среды, наблюдающиеся и в глубине осадка. В этом случае возможны единичные новообразования гидроксидов железа или бурых корок вокруг зерен песка. В более глубоководных тонких илах, богатых органическим веществом и бактериями, окислительные или нейтральные условия создаются лишь в самой верхней части осадка мощностью около 10-15 (20) см, с которой связано образование гидроксидов железа и марганца, ниже располагается восстановительная зона, где возможно образование серного колчедана (пирита). В результате сложные и длительные процессы диагенеза приводят, в конце концов, к превращению осадков в горные породы.

К главным изменениям осадков при диагенезе могут быть отнесены:

1. Обезвоживание и уплотнение, возникающие под давлением накопившихся новых слоев осадка.

2. Цементация, происходящая из-за наличия различных химических соединений, заполняющих поры и пустоты и цементирующих частицы осадка. Цементирующими веществами чаще всего являются кремнезем, оксиды железа, карбонаты и другие, что в ряде случаев находит отражение в названиях горных пород, например железистый песчаник, известковистый песчаник и т. п.

3. Кристаллизация и перекристаллизация, особенно проявляющиеся в мелкозернистых и иловых хемогенных и органогенных осадках, состоящих из легко растворимых минералов. Это может приводить к переходу опала в халцедон, а затем кварц. Из аморфных гелей образуются кристаллические формы глинистых и других минералов. Очень быстрая кристаллизация характерна для органической основы коралловых рифов, преобразующейся в кристаллические известняки.

4. Образование конкреций. В процессе диагенеза формируются различные новообразования, отличающиеся друг от друга по составу и форме нахождения. Некоторые из них бывают рассеяны по всей толще осадка, например глауконит, пирит, сидерит и другие минералы. Но часто новообразования концентрируются вокруг каких-либо центров и образуют конкреции шаровидной, почковидной, лапчатой, вытянутой формы. Размеры их от нескольких миллиметров до больших конкреционных линз, протягивающихся на несколько метров. При значительной концентрации фосфорных, железистых и других конкреций они становятся объектом промышленных разработок.

Всю совокупность сложных процессов образования осадков (седиментогенез) и осадочных горных пород (диагенез) Н.М. Страхов предложил называть литогенезом (греч. "литос" - камень), являющимся объектом изучения науки "литология".

Рис. 10.12. Диаграмма изменения пористости и объемной массы глин в зависимости от глубины их погружения (по Н.Б. Вассоевичу)

К последиагенетическим изменениям осадочных горных пород относятся: катагенез (греч. "ката" - вниз); метагенез (греч" "мета" - после); гипергенез (выветривание). Одним из важнейших факторов, определяющим последиагенетические изменения горных пород, является различная направленность и характер тектонических движений земной коры.

Под катагенезом понимаются процессы, протекающие при прогибании территории, когда горные породы оказываются погруженными на значительные глубины, где испытывают влияние повышенных давлений и температур, а также минерализованных подземных вод. Чем больше температура и давление вышележащих слоев, тем больше происходят уплотнение и изменение осадочных горных пород. Особенно большое уплотнение наблюдается в глинах. При прогибании до 4,5-5,0 км пористость глин изменяется от 49-50 % (изначальная) до 5 % и менее (рис. 10.12) и они превращаются в аргиллиты. Высокие температура и давление, и наличие минерализованных вод способствуют процессам растворения, образованию новых вторичных минералов, частичной перекристаллизации вещества. Существенные преобразования претерпевает органическое вещество.

В условиях катагенеза образуется каменный уголь высокой степени преобразования (углефикации), содержащий до 82-90 % углерода и антрацит-свыше 95 %. Со средними и поздними стадиями катагенеза Н. Б. Вассоевич и другие исследователи связывают образование нефти и газа за счет планктонных животных и растительных организмов. Некоторые углеводороды в рассеянном виде образуются из органического вещества еще в осадках на дне водоемов при их захоронении и последующем диагенезе. Подтверждаются слова В.И. Вернадского о том, что "нефть зарождается в самом живом веществе".

Рис. 10.13. Структуры, благоприятные для скопления нефти и газа

Установлено, что больше всего микронефти находится в горных породах, формировавшихся в восстановительной обстановке и содержащих сапропелевое вещество. Такие породы, обогащенные сапропелевым веществом, называются, возможно, нефтематеринскими. Это преимущественно глинистые и алевритоглинистые породы, местами мергелистые и др. Образование собственно нефти и ее крупных скоплений возможно при значительном тектоническом прогибании земной коры, сопровождающемся накоплением новых мощных осадков, захороняющих прежние. В позднем катагенезе, когда нефтематеринские породы оказываются на глубинах 3 - 4 км, в условиях повышенных давлений и температур (80-150 ^o) происходят выжимание и миграция углеводородов в хорошо проницаемые песчаные или трещиноватые горные породы, называемые коллекторами (лат. "коллектор" - собирающий). Такая миграция происходит до встречи с водонепроницаемыми породами, под которыми при благоприятных условиях накапливается нефть, формируются залежи. Места скопления нефти называются ловушками. Они могут возникать при различных условиях залегания горных пород: в свободной части антиклинальных складок, при моноклинальном залегании и др. Некоторые из них показаны на рис. 10.13. Углеводородные газы возникают из того же органического вещества, сопутствуя и завершая образование нефти. Они также мигрируют в коллекторе и накапливаются в ловушках.

Под метагенезом понимаются дальнейшие преобразования горных пород, близкие к начальным стадиям метаморфизма. Они протекают, когда горные породы оказываются на большей глубине и при более высоких температурах. По данным Н.В. Логвиненко, метагенез в геосинклинальных областях происходит при мощности осадочной толщи свыше 7 - 8 км, вызывающей высокое давление при температуре 200 - 300^o и наличии минерализованных растворов. В этих условиях протекают процессы растворения, перекристаллизации, взаимодействия циркулирующих растворов и минералов, в результате происходит метасоматоз - процесс замещения одних минералов и горных пород другими. В стадии метагенеза образуются глинистые сланцы, кремнистые сланцы, кварцитовидные песчаники и др.

В заключение следует отметить значительную длительность катагенетических и метагенетических процессов во времени. Здесь рассмотрены диагенез, катагенез и метагенез применительно к морским осадкам, но такие же явления имеют место и в других осадках, оказывающихся в соответствующих условиях.

Под гипергенезом понимаются изменения, происходящие с горными породами, приподнятыми к поверхности в результате тектонических движений. В этом случае они подвергаются интенсивным процессам выветривания, или гипергенеза, направленность и результаты которых изложены в гл. 4.

ПОНЯТИЕ О ФАЦИЯХ

Исходя из рассмотрения генетических типов осадков в океанах, морях, реках и озерах устанавливается определенная закономерность их распределения в зависимости от физико-географических условий - рельефа дна водоемов, подвижности и температуры воды, степени удаленности от континента, характера распределения различных организмов и других факторов. В одно и то же время в разных условиях формируются различные по генезису и составу типы осадков. Так, например, в пределах области шельфа гумидных областей, при значительном поступлении осадочного материала с континента будут откладываться преимущественно терригенные осадки. В то же время в тропических зонах при незначительном поступлении терригенного материала в мелководной области шельфа развиваются коралловые рифы. Одновременно в абиссальной части океана, удаленной от берега, могут накапливаться органогенные (планктогенные) и полигенные осадки. Приведенные данные указывают, что существует тесная и многосторонняя связь осадкообразования со средой.

Следовательно, изучая осадок, его состав, закономерности площадного развития и включенную в него фауну, можно восстановить условия и время его образования, а это, в свою очередь, имеет большое значение для анализа древних отложений и восстановления палеогеографических обстановок их формирования в различные этапы геологического развития. Впервые на это было обращено внимание в первой половине XIX в. швейцарским геологом А. Гресли при изучении Юрских гор Швейцарии, установившим закономерную смену состава отложений одновозрастных горизонтов. Им было введено понятие фация (лат. "фациес" - лицо, облик). Под фациями А. Гресли понимал отложения разного состава, имеющие одинаковый возраст и замещающие друг друга по площади (по горизонтали). В настоящее время понятие о фациях пользуется всеобщим признанием. Значительная часть исследователей считают, что фация - это горные породы (осадки), возникшие в определенной физико-географической обстановке и отличающиеся от состава и условий образования смежных одновозрастных пород. Несколько иначе трактуется понятие "фация" В.Т. Фроловым (1984). Однако во всех случаях подчеркивается четкая взаимосвязь нескольких сторон: 1) литологический состав породы (осадка) и соответствующие ей органические остатки; 2) физико-географическая обстановка седиментации; 3) геологический возраст - принадлежность фации определенному стратиграфическому горизонту, фации могут рассматриваться только в конкретных стратиграфических границах.

Фациальный анализ имеет особенно большое значение для ископаемых фаций горных пород, образовавшихся в той или иной физико-географической обстановке в различные этапы геологической истории. Хорошо известно, что в ходе геологического времени обстановка осадконакопления неоднократно изменялась, что было связано или с колебаниями уровня Мирового океана, или с вертикальными тектоническими движениями земной коры, что, естественно, сопровождалось изменениями в горизонтальном и вертикальном направлениях состава осадков и органических остатков в них. В этих случаях особенно важно выявление и изучение фациальной изменчивости и зональности одновозрастных отложений для корреляции (лат. "корреляцио" - соотношение, взаимосвязь) геологических разрезов, определения бывших палеогеографических условий и обстановок осадконакопления и, таким образом, выяснения происхождения пород. Корреляция разрезов является основным материалом для составления фациальных профилей и обобщающих карт фаций.

При изучении ископаемых фаций используется метод актуализма (лат. "актуалис" - современное, настоящее) как метод познания прошлого путем изучения современных процессов. Указанный принцип был сформулирован английским ученым Ч. Лайелем как "настоящее - ключ к познанию прошлого" и в ряде случаев применяется при геологических исследованиях. Однако по мере накопления новых геологических данных по различным континентам становилось ясным, что не все физико-географические или палеогеографические обстановки могут быть интерпретированы на основании сопоставления с современными процессами. При этом, чем древнее изучаемые горные породы, тем больше отклонений и меньше возможность интерпретации их только с точки зрения наших дней. Н. М. Страхов, исходя из представлений "о необратимом и направленном процессе развития Земли, значительно уточнил и углубил метод актуализма применительно к осадочным горным породам, разработав сравнительно-исторический метод, широко используемый в геологических исследованиях.

Среди современных и ископаемых фаций различают три крупные группы фаций: 1) морские; 2) континентальные; 3) переходные. Каждая из этих групп может быть разделена на ряд макро- и микрофаций.

Мировой океан занимает 71,8% поверхности Земли. К планетарным формам рельефа относятся: подводная окраина материков - шельф, материковый склон с подножьем, ложе океана, глубоководные желоба, срединно-океанские хребты, подводные вулканы. Абразионная работа моря вызывает образование волноприбойных ниш и отступание берега. При наличии прибрежных течений образуются пляжи, косы, пересыпи (томболо), примкнувшие намывные террасы. Средняя соленость морской воды 3,5%. Среди органического мира выделяются бентос, планктон и нектон. В океанах и морях распространены различные типы осадков: терригенные; органогенные; вулканогенные; хемогенные; полигенные. Все генетические типы осадков в своем распространении подчиняются климатической, вертикальной и циркум-континентальной зональностям.

- ? -

1. Как изменяется соленость в океанах и морях и с чем это связано?

2. Как образуются абразионные и аккумулятивные морские террасы и формы, связанные с вдольбереговым перемещением наносов?

3. Чем отличаются переходные зоны от континента к океану в Атлантическом, Западно-Тихоокеанском и Восточно-Тихоокеанском типах?

4. Какие основные группы организмов развиты в морях и океанах и их роль в образовании осадков?

5. Каков баланс осадочного материала, поступающего в Мировой океан?

6. Каковы генетические типы морских осадков и закономерность их распределения в различных зонах?

7. Каково влияние климатической, вертикальной и циркумконтинентальной зональностей на процессы формирования различных генетических типов морских осадков?

8. Как понимаются процессы диагенеза и катагенеза?

9. Какие полезные ископаемые связаны с морскими осадочными породами?

Литература

· Зейболд Е., Бергер В. Дно океана (введение в морскую геологию)/ Пер. с англ. М.,1984.

· Кеннет Дж.П. Морская геология. Т. I, II/ Пер. с англ. М., 1987.

· Леонтьев О.К. Морская геология. М., 1982.

· Лисицын А.П. и др. Биогеохимия океана. М., 1983.

· Лисицын А.П. Лавинная седиментация в океане// Литология и полезные ископаемые. М., 1984.

· Лисицын А.П. Процессы океанской седиментации. М., 1978.

· Логвиненко Н.В. Морская геология. М., 1980.

· Фролов В.Т. Генетическая типизация морских отложений. М., 1984.

· Шопф Т. Палеоокеанология. М., 1982.

ЭНДОГЕННЫЕ ПРОЦЕССЫ

Глава 11. МАГМАТИЗМ

Магматические горные породы, образовавшиеся из жидкого расплава - магмы, играют огромную роль в строении земной коры. Эти породы сформировались разными путями. Крупные их объемы застывали на различной глубине, не дойдя до поверхности, и оказывали сильное воздействие на вмещающие породы высокой температурой, горячими растворами и газами. Так образовались интрузивные (лат. "интрузио" - проникаю, внедрять) тела. Если магматические расплавы вырывались на поверхность, то происходили извержения вулканов, носившие в зависимости от состава магмы спокойный либо катастрофический характер. Такой тип магматизма называют эффузивным (лат. "эффузио" - излияние), что не совсем точно. Нередко извержения вулканов носят взрывной характер, при котором магма не изливается, а взрывается и на земную поверхность выпадают тонкораздробленные кристаллы и застывшие капельки стекла - расплава. Подобные извержения называются эксплозивными (лат. "эксплозио" -взрывать). Поэтому, говоря о магматизме (от греч. "магма"- пластичная, тестообразная, вязкая масса), следует различать интрузивные процессы, связанные с образованием и движением магмы ниже поверхности Земли, и вулканические процессы, обусловленные выходом магмы на земную поверхность. Оба эти процесса неразрывно связаны между собой, а проявление того или другого из них зависит от глубины и способа образования магмы, ее температуры, количества растворенных газов, геологического строения района, характера и скорости движений земной коры и т. д.

Как интрузивные, так и вулканические горные породы содержат крупные залежи полезных ископаемых и, кроме того, они являются надежными индикаторами тектонических и палеогеографических условий геологического прошлого, что позволяет нам их реконструировать.

ПОНЯТИЕ О МАГМЕ

Магма - это расплавленное вещество земной коры. Она образуется при определенных значениях давления и температуры и с химической точки зрения представляет собой флюидно-силикатный расплав, т.е. содержит в своем составе соединения с кремнеземом (Si) и кислородом (О) и летучие вещества, присутствующие в виде газа (пузырьков), либо растворенные в расплаве. При затвердевании магматического расплава он теряет летучие компоненты, поэтому горные породы гораздо беднее последними, нежели магма. Силикатные магматические расплавы состоят из кремнекислородных тетраэдров, которые полимеризованы в разной степени. Если последняя низка, то тетраэдры, как правило, изолированы; если высока, то они сливаются в цепочки, кольца и т. д.

Любой магматический расплав - это по существу трехкомпонентная система, состоящая из жидкости, газа и твердых кристаллов, которые стремятся к равновесному состоянию. В зависимости от изменения температуры, давления, состава газов и т. д. меняются расплав и образовавшиеся в нем ранее кристаллы минералов - одни растворяются, другие возникают вновь, и весь объем магмы непрерывно эволюционирует. Следует различать первичные и вторичные магмы. Первые возникают на разных глубинах земной коры и верхней мантии и, как правило, имеют однородный состав. Однако, продвигаясь в верхние этажи земной коры, где термодинамические условия иные, первичные магмы изменяют свой состав, превращаясь во вторичные и образуя разные магматические серии. Подобный процесс называется магматической дифференциацией, на которую оказывают влияние образование кристаллов минералов и взаимодействие с вмещающими породами и потоками глубинных флюидов.

Процесс кристаллизационной дифференциации хорошо изучен, причем не только теоретически, но и экспериментально. Кристаллы, образующиеся в магме, всегда отличаются от нее по составу, а также по плотности, что вызывает осаждение кристаллов. При этом состав оставшегося расплава будет изменяться. В основных силикатных базальтовых магмах сформировавшиеся раньше всего кристаллы оливина и пироксена, как обладающие большей плотностью, могут скапливаться в нижних горизонтах магматической камеры, расплав в которой из однородного базальтового становится расслоенным. Нижняя часть приобретает ультраосновной состав, более высокая - базальтовый, а самые верхние части, обогащаясь кремнеземом и щелочными металлами, приобретают еще более кислый состав, вплоть до гранитного. Так образуются расслоенные интрузивные тела. Кристаллизационная и гравитационная дифференциация является одним из важнейших процессов эволюции магматических расплавов.

Не меньшую роль играет и взаимодействие магмы с флюидами. Как уже говорилось, магма - это флюидно-силикатный расплав, состоящий из нелетучих главных петрогенных окислов: SiO₂, TiO₂, А1₂O₃, Fе₂O₃, FeO, CaO, MgO, Na₂O, K₂O, по объему составляющих 90-97 %. Летучие компоненты в магме представлены СO₂, H₂, H₂O, F₂, В и др. Оксид углерода, водород, вода легко (раньше всего) отделяются от расплава, способствуя образованию "сухих" магм. Фтор и другие летучие компоненты накапливаются в расплаве, так как они трудно отделимы от него.

"Сухие" расплавы, например известные всем доменные алюмосиликатные шлаки, кристаллизуются при высокой температуре - около 1500-1600^o С. В то же время природные базальтовые расплавы имеют температуру кристаллизации 1200-1300^o С, а более кислые и еще ниже.

Что же препятствует их кристаллизации?

Самый главный фактор, вызывающий понижение температуры кристаллизации,- это флюидное давление. Чем оно выше, тем температура кристаллизации ниже. Особенно велико влияние воды на структурные и химические свойства силикатных расплавов. Увеличение давления Н₂O и ее растворение понижает вязкость расплавов и превращает алюмосиликатные расплавы в силикатные. Важное значение имеет продукт восстановления воды - водород H₂ и так называемое водно-водородное отношение Н₂O/Н₂, в зависимости от которого варьирует соотношение Fе₂Оз и FeO, показывающее степень окисления - восстановления расплава. Повышенное содержание летучих (флюидов) компонентов способствует сохранению расплавов в жидком состоянии до сравнительно низких температур, если сопоставлять их с таковыми "сухих" расплавов.

Рис. 11.1 .Влияние флюидного давления на температуру кристаллизации магматического расплава

Таким образом, флюидные компоненты, обладающие высокой растворимостью в расплавах, т.е. трудно отделяемые от него, резко понижают температуру кристаллизации расплава, а компоненты труднорастворимые, наоборот, повышают температуру кристаллизации (рис. 11.1). Если в магме содержится много летучих компонентов, которые могут легко от нее отделиться, то она приобретает способность взрываться, что проявляется в мощных эксплозивных извержениях вулканов. Отделение летучих компонентов от магмы происходит обычно в верхних горизонтах земной коры, где давление ниже. Обогащение одних участков расплава по сравнению с другими флюидными компонентами приводит к тому, что первые дольше сохраняют жидкое состояние, способствуя появлению полосчатых текстур и приводя к образованию несмешивающихся расплавов, т.е. к ликвации. Важно подчеркнуть, что потоки глубинных флюидов, проходя через расплав и взаимодействуя с ними, изменяют его состав за счет привноса одних и выноса других компонентов. Таким образом, флюидный режим, различная растворимость (магмофильность) флюидных компонентов в расплаве, повышение или понижение их давления оказывают решающее влияние на дифференциацию магматических расплавов, их вязкость и температуру кристаллизации.

Важным фактором эволюции и дифференциации магматических расплавов является их взаимодействие с вмещающими породами. На больших глубинах перемещение магмы может происходить только при явлении магматического замещения, когда глубинные трансмагматические флюиды реагируют с вмещающими породами, растворяя их, при этом осуществляется привнос - вынос различных элементов.

Как правило, магма представляет собой наиболее легкоплавкий состав - эвтектику, поэтому и вынос из магматического расплава при взаимодействии с вмещающими породами происходит за счет избыточных компонентов именно по отношению к эвтектике. В то же время магма усваивает такие компоненты окружающих пород, которые как раз и способствуют достижению ее эвтектического состава, т.е. самого легкоплавкого. Кислые и средние магмы, содержащие больше кремнезема по сравнению с основными и обладающие более сильными кислотными свойствами, энергично воздействуют на вмещающие породы. Именно поэтому у гранитных интрузивов такие обширные зоны изменения в окружающих толщах. При взаимодействии магмы с последними часто происходит их усвоение, ассимиляция, что приводит к возникновению новых пород, называемых гибридными.

Рис. 11.2. Диаграмма плавкости для твердых растворов плагио-клазового ряда (по Н. Боуэну)

Каким же образом магма превращается в горную породу? Кристаллизация происходит не мгновенно, а в определенном интервале температур (рис. 11.2). С падением температуры в точке 1 появляется кристалл, который сосуществует с жидкостью. Эта точка располагается на линии, примыкающей к жидкому расплаву,- линии ликвидуса, Дальнейшее падение температуры, происходящее в некотором интервале, будет приводить к кристаллизации новых минералов, находящихся в окружении остаточного расплава. Выделение минерала в точке 2 произойдет, когда весь расплав уже раскристаллизован, т.е. эта точка лежит на линии, примыкающей к твердому телу, называемой линией солидуса или солидусом. Охлаждение и потеря летучих компонентов оказывают на расплав одинаковое влияние.

Таким образом, магма - это флюидно-силикатный расплав, эволюционирующий сложным путем, зависящим от такого количества факторов, полный учет которых в настоящее время невозможен. Следует еще раз подчеркнуть важную роль флюидов в жизни магматических расплавов, концентрация, состав и магмофильность которых определяют пути их эволюции и дифференциации. Летучие компоненты препятствуют полимеризации, т.е. застыванию расплавов, понижая температуру ее кристаллизации. Наличие легко отделяемых летучих компонентов приводит к вулканическим процессам, трудно отделяемых - к интрузивным.

ИНТРУЗИВНЫЙ МАГМАТИЗМ

Рис.11.3. Схема строения гранитного штока

Первичные магмы, образуясь на различных глубинах, имеют тенденцию формироваться в большие массы, которые 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 неодинаковой формы и размера - интрузивы. 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 перекристаллизации и замещения первичных пород. Такая зона шириной от первых сантиметров до десятков километров называется зоной экзоконтакта, т.е. внешним контактом (рис. 11.3). С другой стороны, сама внедряющаяся магма, особенно краевые части магматического тела, взаимодействуют с вмещающими породами, быстрее охлаждаясь, частично ассимилируя породы рамы, в результате чего изменяются состав магмы, ее структура и текстура. Такая зона измененных магматических пород в краевой части интрузива называется зоной эндоконтакта, т.е. внутренней зоной.

В зависимости от глубины формирования интрузивные массивы подразделяются на приповерхностные, или субвулканические (последнее слово означает, что магма почти подошла к поверхности, но все-таки не вышла на нее, т.е. образовался "почти вулкан" или субвулкан) - до первых сотен метров; среднеглубинные, или гипабиссальные,- до 1-1,5 км и глубинные, или абиссальные,- глубже 1-1,5 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. 11.4. Формы интрузивных тел

По отношению к вмещающим породам интрузивы подразделяются на согласные и несогласные. Несогласные интрузивные тела пересекают, прорывают пласты вмещающих пород. К наиболее распространенным несогласным телам относятся дайки, длина которых во много раз больше ширины, а плоскости эндоконтактов практически параллельны (рис. 11.4). Дайки обладают длиной от десятков метров до сотен километров и шириной от первых десятков сантиметров до 5-10 км и внедряются по ослабленным зонам коры - трещинам и разломам. Важную роль играет также процесс гидравлического разрыва, связанный с давлением поднимающегося магматического расплава, так как явление тектонического растяжения, сопровождающегося образованием зияющих трещин отрыва, может иметь место лишь на глубинах до 1,5-3 км. Глубже, где как раз и зарождаются широко распространенные базальтовые дайки, наличие пустот исключено, поэтому только гидроразрыв может обеспечить раздвигание пород и внедрение магмы. Дайки могут быть одиночными либо группироваться 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 срединно-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 и штоки, столбообразные интрузивы изометричной формы с крутыми контактами, площадью менее 100-150 км².

Крупные гранитные интрузивы площадью во многие сотни и тысячи км² 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 первые километры и отнюдь не "бездонны". Занимая огромные площади и объемы, гранитные батолиты образуются в результате магматического замещения вмещающих пород, поэтому внутренняя структура батолитов нередко определяется структурой тех толщ, которые подвергались такому замещению. 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 2000 км. Батолиты - это абиссальные интрузивы, как и многие штоки, в то время как дайки являются приповерхностными или малоглубинными образованиями.

Согласные интрузивы обладают разнообразной формой. Наиболее широко в платформенных областях распространены среди них силлы, или пластовые интрузивы, залегающие среди слоев параллельно их напластованию. Широко развиты базальтовые силлы в Тунгусской синеклизе Сибирской платформы, где они образуют многоэтажные системы плоских линзовидных интрузивов, соединенных узкими и тонкими подводящими каналами. Мощность силлов колеблется от первых десятков сантиметров до сотен метров. Силлы часто дифференцированы, и тогда в их подошве скапливаются более тяжелые минералы ранней кристаллизации. Силлы образуются в условиях тектонического растяжения, и общее увеличение мощности слоистых толщ за счет внедрения в них пластовых интрузивов может достигать многих сотен метров и даже первых километров. При этом слои вмещающих пород не деформируются, а лишь перемещаются по вертикали.

Лополит - чашеобразный согласный интрузив, залегающий в синклиналях и мульдах. Размеры лополитов в диаметре могут достигать десятков километров, а мощность - многих сотен метров. Как правило, лополиты развиты в платформенных структурах, сложены породами основного состава и формируются в условиях тектонического растяжения и опускания. Крупнейшие дифференцированные лополиты - Бушвельдский в Южной Америке и Сёдбери в Канаде.

Лакколиты представляют грибообразные тела, что свидетельствует о сильном гидростатическом давлении магмы, превышающем литостатическое в момент ее внедрения. Обычно лакколиты относятся к малоглубинным интрузивам. Многие интрузивные массивы, описываемые как лакколиты, например, в районе Минеральных Вод на Северном Кавказе, или на Южном побережье Крыма - Аю-Даг, Кастель и др., обладают согласными контактами только в верхней, антиклинальной части. Их более глубокие контактовые зоны уже рвущие и в целом форма тела напоминает редьку хвостом вниз, т.е. магматический диапир, а не лакколит.

Существуют и другие менее распространенные формы интрузивных тел. Факолит - линзовидные тела, располагающиеся в сводах антиклинальных складок, согласно с вмещающими породами. Гарполит - 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 развиты в складчатых областях.

Проблема пространства в интрузивном магматизме обсуждается уже мног