Короновский Н.В. Общая геология
Подождите немного. Документ загружается.
континентальной под воздействием флюидов и температуры образуются первичные
магматические очаги, дающие начало целой серии вторичных очагов. Вулканизм
проявляется либо в островных дугах: Алеутской, Филиппинской, Индонезийской и
других, либо в пределах окраинно-континентальных вулканических поясов: Андийского,
Центрально-Американского, Северо-Американского. Все эти структуры отделены от
океана глубоководными желобами - зонами погружения океанических плит, под
континентальные. От желобов в сторону континентов прослеживаются наклонные зоны
гипоцентров - очагов землетрясений, уходящих на глубину до 600 и даже 700 км.
Гипоцентры приурочены к верхней части жесткой и холодной океанической литосферы.
Сейсмофокальные зоны впервые были открыты в 30-х годах под Японией К.Вадати, в
1946 г. эти идеи развил А.Н.Заварицкий, а в 50-х годах геофизик из США Х.Беньоф.
Действующие вулканы обычно располагаются над глубинами гипоцентров в 100-200 км в
сейсмофокальной зоне. Именно этот отрезок в астеносфере над субдуцируемой
океанической плитой оказывается магмогенерирующим. Отсюда первые капли
образовавшейся магмы поднимаются вверх, сливаясь и образуя первичные магматические
очаги, а выше еще ряд этажей приповерхностных очагов, из которых и происходят
извержения вулканов. В Тихоокеанском кольце действующих вулканов шире всего
распространены средние и кислые породы: андезиты, дациты и риолиты.
Второй тип областей, в которых находятся действующие вулканы - это
океанические бассейны всех активных вулканов, в которых следует различать вулканы,
приуроченные к современным рифтовым зонам и внутриплитные вулканы, часть из
которых с «горячими точками».
Несмотря на то, что в срединно-океанических хребтах очень много свежих лавовых
куполов и потоков базальтов, активных, современных вулканов довольно мало. Прежде
всего, эти вулканы Исландии - острове, возникшем на оси Срединно-Атлантического
хребта, южнее - вулканы Азорских островов, Тристан-да-Кунья; В Индийском океане -
вулканические острова Реюньон, Кергелен, Коморские. Все эти вулканы приурочены к
дивергентным границам океанических литосферных плит, характеризующихся
обстановкой тектонического растяжения и излиянием толеитовых базальтов.
Внутриплитных океанических, активных вулканов тоже не очень много. Наиболее
известные - это Гавайские вулканы, расположенные в центре Тихого океана. Эти вулканы
расположены на юго-восточном окончании Гавайского подводного вулканического хребта
и, по-видимому, приурочены к длительно функционирующей «горячей точке» или
«плюму». В Атлантическом океане, несколько в стороне от срединного хребта
Рис. 15.8.1. Расположение действующих вулканов на земном шаре. Черные кружки –
вулканы
располагаются молодые вулканические острова: Зеленого Мыса, Канарские, Мадейра, Св.
Елены, Фернанду-ди-Норонья, Мартин-Вас.
Молодых гор вулканического происхождения в океанах очень много и по разным
оценкам их число превышает несколько десятков тысяч. Согласно данным Г.Макдоналда
(1975) 75% действующих вулканов приурочено к Тихоокеанскому кольцу, около 13% в
Атлантическом океане, 1% в Индийском океане, остальные вулканы расположены на
континентах.
В Африке активный вулканизм развит в Восточно-Африканской рифтовой зоне, где
в Кении и Танзании находятся известные вулканы Ол-Доньо-Ленгаи, Меру, Телени,
Кения, Элгон, Килиманджаро, Вирунга, Нирагонго, Ньямлагира и другие. Активные
вулканы есть и в Камерунском рифте в Западной Африке.
Действующие вулканы есть и в молодом Альпийско-Средиземноморском
складчатом поясе, в районе, окружающем Тирренское море, сформировавшимся в
плиоцене за счет рассеянного спрединга. Это знаменитые вулканы Липарских островов:
Стромболи, Липари, Вулькано; Этна в Сицилии и, конечно, Везувий около Неаполя. В
складчатом поясе очень много вулканов, которые извергались совсем недавно, несколько
тысяч или сотен лет назад: Эльбрус, Казбек; Арарат, Немруд, Хасандаг в Турции;
Демавенд в Иране и в других местах.
В пределах России находится 51 действующий вулкан и все они расположены на
активной континентальной окраине в пределах Камчатки и Курильской островной дуги. В
наши дни извергается Ключевский и Карымский вулканы, а в 1975 г. камчатские
вулканологи очень точно предсказали начало базальтовых извержений в районе вулкана
Плоский Толбачек, где возникло четыре новых шлаковых конуса, а объем вулканических
продуктов превысил 2 км
3
.
Таким образом, современное расположение действующих вулканов
контролируется конвергентными и дивергентными границами литосферных плит, а также
«горячими точками» иди «плюмами».
Где и почему возникают те магмы, которые, достигая поверхности Земли,
извергаются на нее из разнообразных вулканических аппаратов? Расплавленного
сплошного слоя в земной коре или верхней мантии не существует. Для начала плавления
твердой горной поорды в глубинах Земли необходимо повышение температуры,
понижение всестороннего давления и влияние флюидов. Эти факторы могут действовать,
как все вместе, так и по отдельности. Плавление начинается обычно в местах сочленения
минеральных зерен в узлах концентрации напряжений. Это место называется первичным
магматическим очагом. Образовавшиеся капли расплава стремятся двигаться в сторону
уменьшения градиента давления и перемещаясь вверх сливаются между собой, формируя
уже вторичные или промежуточные очаги. Если магма движется медленно, она успевает
ассимилировать вмещаюшме породы или подвергнуться гравитационной
дифференциации, при которой в низах очага образуется более основной расплав, чем в
верхах. О наличии многоярусных очагов свидетельствуют геофизические исследования,
например, Камчатских вулканов, под которыми выявляется несколько «этажей»
магматических очагов (рис. 15.8.2).
Рис. 15.8.2. Магматические очаги Камчатки по
сейсмическим данным (по В.А.Ермакову,
С.Т.Балесте, М.И.Зубину и др.): 1 – вулкан
Ключевской, 2 – вулкан Безымянный, 3 – вулканы
Южной Камчатки. Слои земной коры: 1 – осадочный,
2 – гранито-метаморфический, 3 – гранулито-
базитовый. М – поверхность Мохо. Черным показана
магма
Очень часто наиболее высоко расположенный магматический очаг находится почти
в основании вулканической постройки (15.8.3). Подобные близповерхностные очаги
известны под Эльбрусом, Этной в Сицилии, вулканом Святой Елены в Каскадных горах
США, под Гавайскими вулканами и другими.
Рис. 15.8.3. Структурная модель вулкана Этна (Сицилия) по сейсмическим данным.
Близповерхностный магматический очаг располагается непосредственно под вулканом на
контакте с субстратом
Рис. 15.8.4. Схема, показывающая различия при извержении пеплового потока (А) и
обычного эксплозивного (пеплового) извержения (Б) ( по А.Риттману): магма,
насыщенная или ненасыщенная газом, 2 – при понижении давления магма становится
насыщенной газом, 3 – зона образования пузырьков, 4 – зона с обильным газом,
образующим самостоятельную фазу, УВ – уровень взрыва
Очевидно, что базальтовая магма в больших объемах поступает непосредственно
из верхней мантии, например, в рифтовых зонах океанов или в трапповых провинциях
континентов. А кислая магма может образоваться как в результате процессов
магматической дифференциации, так и путем плавления участков гранитно-
метаморфического слоя или анатексиса. В целом можно отметить, что магматические
очаги возникают либо в самых верхах мантии, либо в земной коре.
Глава 16.0. МЕТАМОРФИЧЕСКИЕ ПРОЦЕССЫ.
Метаморфизм (греч. «метаморфозис» – превращение) - это процесс
преобразования первично магматических или осадочных пород под воздействием
температуры (Т), давления (Р) и флюидов (F) преимущественно водно-углекислых
жидких или газово-жидких, содержащих ионы К, Na, Ca, F, B, S и других, часто
существующих в надкритических растворах.
Метаморфические изменения в горных породах начинаются при повышении
температуры до +200°С и увеличении всестороннего, т.е. литостатического давления,
вызванного весом вышележащих пород. Однако не только это давление играет важную
роль. Не меньшее значение имеет стресс, боковое давление, обеспечивающее различное
напряженное состояние горных пород, в результате которого открываются пути для
миграции глубинных мантийных флюидов, являющихся главными переносчиками тепла,
т.к. кондуктивный теплообмен в горных породах крайне незначителен. Без флюидного
потока вероятность метаморфизма невелика, хотя необходимо принимать во внимание и
геотермический градиент, который сильно изменяется в разных районах (от 5° до 180° и
даже более на 1 км глубины).
Перечисленные выше главные факторы метаморфизма – температура, флюиды,
давление оказывают влияние на любые горные породы, находящиеся на различной
глубине, при этом время не особенно важно при метаморфизме. Например, лавы раннего
протерозоя (2,2 млрд. лет) в Прибайкалье, почти не отличаются от голоценовых лав (6-4
тыс. лет) Эльбруса; глины кембрийского возраста (550 млн. лет) под Санкт-Петербургом
выглядят почти также, как и современные глинистые отложения; многочисленными
нефтяными скважинами вскрыты неизмененные осадочные отложения на глубинах свыше
8 км. Известны случаи, например, на о. Исландия, где начальные стадии метаморфизма
установлены на глубинах всего в 0,5 км по данным бурения. В тоже время толщи пород
на глубинах в 20 км, если судить по данным сейсмических исследований, совсем не
испытали метаморфических изменений. Поэтому флюиды являются одним из важнейших
факторов метаморфизма.
Все метаморфические породы можно разделить на 2 группы, исходя из того, какие
осадочные или магматические породы подвергаются метаморфизму.
1-ая группа – парапороды, образовалась из первично осадочных пород. Например,
из карбонатных пород получаются мраморы, из песчаников – кварциты, из глин –
филлиты и др.
2-ая группа – ортопороды, сформировалась из первично магматических пород,
например, метабазиты – из базальтов.
16.1. Фации метаморфизма.
Метаморфические породы весьма разнообразны. Из одних и тех же исходных,
первичных пород, в зависимости от действия факторов метаморфизма, могут образоваться
различные метаморфические породы. Меняющаяся температура, давление, химический
состав флюидов приводит к изменению минерального состава первичной породы,
который стремится стать равновесным изменившимся условиям. Этот комплекс новых
минералов или парагенезис (сонахождение) называется метаморфической фацией (рис.
16.1.1). Т.к. исходные породы, подвергающиеся метаморфическим изменениям,
чрезвычайно разнообразны, то в пределах одной метаморфической фации могут
существовать разные парагенезисы минералов, а одна исходная порода давать разные
метаморфические породы в различных фациях (рис. 16.1.2). Например, глина
метаморфизуясь превращается в глинистые сланцы, а они, в фации зеленых сланцев
превращаются в филлиты; в амфиболитовой фации – в двуслюдяные сланцы; в
гранулитовой фации – в биотит-гиперстен – кордиеритовые гнейсы.
Указанные выше фации – зеленосланцевая, амфиболитовая и гранулитовая
отвечают ступеням метаморфизма: низкой, средней и высокой, отвечающим степени
усиления метаморфических преобразований первичной породы (рис. 16.1.2).
Гранулитовая фация и соответствующий ей парагенезис минералов свидетельствует о
температурах +700°С - 1000°С, давлении от 2 до 12 Кбар и глубинах порядка 10-40 км.
При меньших температурах и давлениях другие минеральные парагенезисы будут
характеризовать другие метаморфические фации – амфиболитовую, эпидот-
амфиболитовую, зеленосланцевую, цеолитовую.
Переход от пород низших ступеней метаморфизма к высшим называется
прогрессивным метаморфизмом. Если уже метаморфизованная порода подвергается
воздействию более низких температур и давлений, то говорят о регрессивном
(ретроградном) метаморфизме или диафторезе.
Существуют породы, наиболее характерные для разных ступеней метаморфизма.
Так для низшей ступени типичны зеленые сланцы, образовавшиеся за счет базальтовых
туфов и лав. Их зеленоватая окраска обусловлена развитием хлорита и эпидота.
Для фации зеленых сланцев также типичны филлиты, сложенные очень мелкими,
меньше 1 мм, зернами кварца и чешуйками серицита и хлорита. Два последних минерала
придают филлитам шелковистый блеск на плоскостях сланцеватости. Хлорит-
серицитовые сланцы образуются при метаморфизме глинистых пород и для них типичны
хлорит и слюда – серицит (мелкие чешуйки мусковита), а также кварц.
Рис. 16.1.1. Основные фации метаморфизма
К низким ступеням метаморфизма относятся весьма необычные породы –
глаукофановые или голубые сланцы с голубой роговой обманкой, типичным для них
минералами. Особенностью формирования этих пород является обстановка низких
температур +200° — +400°С и очень высоких давлений – до 12 Кбар,
Рис. 16.1.2. Метаморфические фации горных пород (по Л.Л.Перчуку и В.И.Фельдману).
Фации регионального метаморфизма: 1 – цеолитовая, 2 – пренит-пумпелиитовая, 3 –
зеленых сланцев, 4 – эпидот-амфиболитовая, 5 – амфиболитовая, 6 – гранулитовая, 7 –
голубых сланцев, 8 – эклогитовая. Фации контактового метаморфизма: а – эпидот-
альбитовых роговиков, б – роговообманковых роговиков, в – пироксеновых роговиков, г –
санидинитовая
а это отвечает глубине в 40 км, если брать литостатическое давление. Но на такой
глубине должна быть высокая температура. Однако в сильно метаморфизованных,
древних докембрийских породах голубые сланцы отсутствуют, хотя, судя по огромному
давлению, они должны были бы там быть. Эти голубые сланцы являются результатом
очень сильного стресса
, т.е. одностороннего, а не литостатического давления, возникшего
в условиях формирования крупных надвигов и покровов. Поэтому голубые сланцы
образуют вытянутые полосы, согласно с простиранием крупных разломов и характерны
для зон субдукции.
Рис. 16.1.3. Степени метаморфизма. Черная жирная
линия – рост температуры с глубиной
К средним ступеням метаморфизма относятся разнообразные кристаллические
сланцы и амфиболиты. Кристаллические сланцы – полосчатые породы, состоящие из
кварца, полевых шпатов и слюд, образующихся как по осадочным породам – песчаникам
и глинам (парагнейсы), так и по магматическим – лавам, гранитам и др. (ортогнейсы).
Амфиболиты состоят из роговой обманки и плагиоклазов, иногда с биотитом и эпидотом
и формируются за счет метаморфизма базальтов и габбро – основных изверженных пород
(ортоамфиболиты) и карбонато-глинистых пород (параамфиболиты). Кристаллические
сланцы – результат преобразования, в основном, глинистых пород и состоят из слюд,
хлорита и амфибола, образующих характерную сланцеватость.
Амфиболитовая фация метаморфических пород образуется при температурах +500°
-700°С и давлениях 2-8 Кбар. При таких высоких температурах породы начинают
испытывать частичное плавление в отдельных тонких слоях с образованием мигмы (греч.
«мигма» – смесь), а вся порода превращается в мигматит – полосчатые метаморфиты, в
которых чередуются полоски гранитного состава (мигма) с полосками темноцветных
минералов, еще не вовлеченных в плавление.
К высшей ступени метаморфизма относится гранулитовая фация (температура
+700° - 1000°С, давление 4-12 Кбар, глубины 10-40 км). Характерными породами этой
фации являются гнейсы, двупироксеновые и кристаллические сланцы и эклогиты. Гнейсы
состоят из кварца, ортоклаза, плагиоклаза, граната, кордиерита, пироксена, замещающего
роговые обманки и слюды. Гранулиты образуются за счет как первично магматических,
так и осадочных пород. Эклогиты сложены пироксеном – омфицитом и пироповым
гранатом и представлены плотными тяжелыми породами, типичными для глубоких частей
земной коры.
Таким образом, повышение температуры, давления и привнос флюидов приводит к
изменению первично осадочных и магматических пород и превращение их в
метаморфические, различных фаций и ступеней. Усиление действия этих факторов, в
конце концов, приводит к избирательному плавлению наиболее легкоплавких
компонентов породы, а потом и полному плавлению. Этот процесс ультраметаморфизма
в результате которого путем различных пород могут образоваться граниты, называется
анатексисом (греч. «тексис» –плавление, «ана» – высшая ступень).
Изменения в первичных породах при метаморфизме.
Процессы и факторы метаморфизма приводят к изменению минерального состава
материнской породы. Например, при реакциях дегидратации происходят следующие
превращения минералов
Мусковит + кварц → силлиманит + калиевый полевой шпат + вода