Глава 15 МАГМАТИЗМ 1 страница

Магматические горные породы, образовавшиеся из расплава — магмы, играют огромную роль в строении земной коры. Эти породы сформирова­лись разными путями. Крупные их объемы застывали на разной глубине, не доходя до поверхности, и оказывали сильное воздействие на вмещаю­щие породы высокой температурой, горячими растворами и газами. Так образовались интрузивные (лат. intrusio — проникать, 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. effusio — 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 и осколки вулканического стекла — быстро охлажденного расплава. Подобные извержения называ­ются эксплозивными (лат. explosio — взрывать). Поэтому, говоря о магма­тизме, 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 движения 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 геодинамических условии геологического прошлого, что позволяет проводить их реконструкцию.

15.1. ПОНЯТИЕ О МАГМЕ

Магма — это расплавленное вещество, которое образуется при опре­деленных значениях давления и температуры и представляет собой флю- идно-силикатный расплав, т. е. содержит в своем составе соединения с кремнеземом (Si0₂) и летучие вещества, присутствующие в виде газа (пу­зырьков) либо растворенные в расплаве (рис. 15.1). 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 степень полимеризации низка, то тетраэдры, как правило, изолированы; если высока, то они сливаются в цепочки, кольца и т. д.

Магма застывает при:

1) уменьшении температуры;

2) увеличении давления;

3) удалении летучих (флюидов)

МАГМА

ГОРНАЯ ПОРОДА

Горная порода подвергается плавлению при:

1) увеличении температуры;

2) снижении давления;

3) добавлении летучих (флюидов)

Рис. 15.1. Условия, способствующие плавлению горной породы, превращению ее в магму и охлаждению магмы с превращением ее в горную породу

Любой магматический расплав — это трехкомпонентная система, состоящая из жидкости, газа и твердых кристаллов, которая стремится 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. Подобный процесс называется магматической дифференциацией. На нее оказыва­ет влияние также 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, обычно отличаются от нее по составу, а также по плотности, что вызывает осаждение или всплывание 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, состав ко­торой из однородного базальтового становится расслоенным. Нижняя часть приобретает ультраосновной состав, более высокая — базальто­вый, а самые верхние части, обогащаясь кремнеземом и щелочными металлами, приобретают кремнекислый 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 главных нелетучих петрогенных окислов: Si0₂, Ti0₂, Al₂0₃, Fe₂0₃, FeO, CaO, MgO, Na₂0, K₂0, по объему составляющих 90-97 %. Лету­чие компоненты в магме представлены СО,, Н₂, Н₂0, HF и др. Оксид углерода, водород, вода легко (раньше всего) отделяются от расплава, способствуя образованию «сухих» магм. Фтор и другие летучие ком­поненты накапливаются в расплаве, т. к. они трудно отделимы от него. «Сухие» расплавы, например известные всем доменные алюмосили- катные шлаки, кристаллизуются при высокой температуре —1500— 1600 °С. В то же время природные базальтовые расплавы имеют темпе­ратуру кристаллизации 1200-1300 °С, а более кремнекислые и еще ниже. Чем вызвана эта разница?

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 Н₂0 понижает вязкость расплавов и температуру их кристаллизации.

Важное значение имеют продукт восстановления воды — водород Н₂ — и так называемое водно-водородное отношение Н₂0/Н„ в зависимости от которого варьирует соотношение Fe₂0₃/Fe0, 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.

Таким образом, флюидные компоненты, обладающие высокой ра­створимостью в расплавах, т. е. трудно отделяемые от него, понижают температуру кристаллизации расплава, а компоненты труднораство­римые, наоборот, повышают температуру кристаллизации. Если в магме содержится много летучих компонентов, которые могут легко от нее отделяться, 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 не- смешивающихся расплавов, т. е. к ликвации. Важно подчеркнуть, что потоки глубинных флюидов, проходя через расплав и взаимодействуя с ним, 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. Как правило, магма представляет собой наиболее легкоплавкий состав — эвтектику, поэтому и вынос компонентов из магматического расплава при взаимодействии с вмещающими породами происходит за счет ком­понентов, избыточных 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. По­этому у гранитных интрузивов такие обширные зоны измененных по­род в окружающих толщах. При взаимодействии магмы с последними часто происходит их усвоение, ассимиляция, что приводит к возникновению новых пород, называемых гибридными.

г

Каким же образом магма превращается в горную породу? Кристал­лизация магмы происходит не мгновенно, а постепенно, с одновременным падением температуры. Возможно несколько вариантов (рис. 15.2). В первом из них охлаждение происходит очень быстро, расплав пере­охлаждается и превращается в вулканическое стекло — обсидиан (точки 0—> 1 —^6). Второй вариант связан с медленным охлаждением

Альбит

Анортит

Рис. 15.2. а ■— диаграмма плавкости для твердых растворов плагиоклазового ряда (по Н. Боуэну). Давление Р = 1 атм. Состав выделившихся из расплава кристаллов определяется на оси. Точки 1, 2, 3, 4, 5 и 6 обозначают разные стадии кристаллизации расплава; б — эвтектика — плавление двух минералов при минимальной температуре

и кристаллизацией расплава. На диаграмме состояния линия, соеди­няющая точки, где в расплаве появляются первые кристаллы, называ­ется ликвидусом, а линия, соединяющая точки, где полностью исчеза­ет расплав, — солидусом. Между этими линиями находится поле сосуществования расплава и кристаллов. С падением температуры от точки 0 в точке 1 появляются первые кристаллы, состав которых от­вечает точке 4. При дальнейшем охлаждении эти кристаллы вступают в реакцию с оставшимся расплавом, состав которого движется от точ­ки 1 к точке 2, а состав кристаллов — от точки 4 к точке 5. Если по каким-либо причинам, например в случае извержения, будет проис­ходить быстрое охлаждение расплава, то возникнут породы с порфировой структурой, когда в стекловатой основной массе стекла, по составу отвечающей точке 2 или какой-нибудь другой, будут нахо­диться вкрапленники плагиоклаза зонального строения. В ядре — каль­циевый плагиоклаз точки 4, а во внешней зоне — натриево-кальцие- вый плагиоклаз точки 5.

В третьем варианте при очень медленном охлаждении расплав и кристаллы успевают полностью вступить в реакцию, поэтому состав расплава дойдет до точки 3 из точки 1, а состав кристаллов — до точки 6 от точки 4. Ранние кальциевые плагиоклазы при реакции с расплавом будут замещаться все более натриевыми. В конце процесса кристаллиза­ции образуются полнокристаллические породы, сложенные незональным кальциево-натриевым плагиоклазом точки 6. Последовательность выде­ления главных породообразующих минералов из магмы определяется двумя реакционными рядами, установленными Н. Боуэном в 1928 г. (рис. 15.3).

Из рассмотренного следует, что процессы превращения магмы, даже простого состава, в горные породы достаточно сложны и на них, кроме охлаждения, сильно влияют разные факторы, например колебания дав­ления воды (Рн,о).

Таким образом, магма — это флюидно-силикатный расплав, эволю­ционирующий сложным путем, зависящий от большого 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. Легко отделяемые летучие компонен­ты приводят к вулканическим процессам, трудно отделяемые — к инт­рузивным.

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

%

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. км^[8] и 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

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.

15.3. 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, эффузия лавовых 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 экструзия магмы.

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).