Закономерности распределения действующих и потухших вулканов на поверхности земли. Основные разновидности вулканических пород (по кремне-кислотности). Полезные ископаемые, связанные с вулканами.

При вулканическом извержении происходит выход магмы на поверхность Земли. Остывая и отвердевая, излившаяся магма, или лава, образует вулканические горные породы. По статистике, в течение последних 180 миллионов лет на поверхность Земли ежегодно выносилось в среднем 30 кубических километров вулканического материала. Около 75% вулканических пород накапливалось на дне океанов, 20% — на островах в зонах перехода от океанов к континентам и только 5% на суше.

Глубинная магма поднимается неестественным каналам и трещинам земной коры и образует вулканические покровы и активные вулканы. На своем пути к поверхности она теряет содержащиеся в ней газы н изливается уже в дегазованном состоянии. Излившуюся магму называют лавой. В контакте с атмосферой лава быстро остывает и отвердевает, образуя вулканические, или эффузивные горные породы. Быстрота остывания обуславливает особую структуру вулканических горных пород: для них характерны кристаллы небольшого размера, многие из которых невозможно разглядеть невооруженным глазом. Кроме того, они часто содержат стекло некристаллическое вещество, образующееся в результате сверхбыстрого остывания магмы.

Самыми распространенными типами вулканических горных пород являются базальты, андезиты, риолиты, трахиты и фонолиты.

Действующим прежде называли вулкан, который либо извергается сейчас, либо о его извержениях сохранились записи с подробным отчетом. Плинии описал гигантскую тучу, повисшую над Везувием, и пепел, падавший «все горячее и гуще» на Помпеи и Геркуланум во время извержения. Так мог выглядеть город Геркуланум, когда римлянин Плиний описывал грандиозное извержение вулкана Везувий в 79 г. н. э., свидетелем которого он был. Его сообщение считается одним из письменных отчетов об извержении.

Вулкан считается потухшим, если он не проявлял признаков активности уже 10 000 лет и, значит, вероятность его извержения в будущем крайне мала. Но иногда «потухший» вулкан вдруг извергается и его приходится переводить в разряд действующих.

Все полезные ископаемые по условиям их образования разделяются на глубинные и поверхностные. Глубинные месторождения называются также эндогенными ("эндо" - внутри, "генная" - рожденная), а поверхностные - экзогенными ("экзо" - снаружи).
Формирование глубинных, или эндогенных, месторождений обычно связано с внедрением в земную кору и застыванием раскаленных подземных расплавов, или магм. Поэтому такие месторождения иногда называют магматогенными или магмой рожденными. Магма по трещинам проникает в горные породы. При этом только незначительная часть ее в вулканах достигает поверхности Земли, образуя потоки лавы и скопления вулканического пепла, создающего туфы. Большее количество магмы не доходит до земной поверхности и застывает на глубине, образуя глубинные кристаллические магматические породы, такие, как габбро, диориты, граниты и им подобные. Застывшие на глубине и на поверхности Земли магматические породы широко используются в качестве природных каменных строительных материалов.

Понятие об интрузивном магматизме. Представления о происхождении магм и уровнях их зарождения. Основные разновидности интрузивных пород и их отличия от вулканических. Процессы внутри магматических камер: ликвация, гравитационно-кристаллизационная дифференциация, ассимиляция.

Под интрузивным магматизмом (плутонизмом) понимают процессы внедрения магматического расплава и последующей кристаллизации его па различных глубинах земной коры с образованием магматических тел (интрузивов или интрузивных массивов, плутонов). Образующиеся при этом полнокристаллические горные породы, слагающие тела, называют интрузивными. В результате последующих геологических процессов (тектонических горообразующих движений, эрозии и денудации) интрузивные массивы оказываются выведенными на дневную поверхность и становятся доступными непосредственному изучению различными методами. Площади интрузивных массивов колеблются в широких пределах:. Процессы внутренней динамики (эндогенные) от нескольких квадратных метров (и менее) до многих сотен тысяч квадратных километров (интрузивный массив на Аляске занимает площадь около 400 тыс. кв. км, имея в длину около 2000, а в ширину до Залегая среди вмещающих пород различного состава (или пород рамы интрузива), они имеют разнообразную, чаще всего неправильную форму, ограничиваясь с боков контактами интрузива, сверху — кровлей, или апикальной поверхностью.

По глубине кристаллизации магматического расплава интрузивы разделяют на абиссальные (или глубинные), сформированные на глубинах, достигающих нескольких километров и глубже, и полуглубиипые (или гипабиссалъные), кристаллизация которых происходит на относительно небольшой глубине. Интрузивные породы, как и магматические породы в целом, по содержанию кремнезема подразделяются на четыре группы: кислые (Si02

= 64-78%), средние (Si02

= 53-64%), основные (Si02

= 44-

-53 %), ультраосиовные (Si02

= 30-44 %). Главными представителями абиссальных кислых пород являются граниты, средних — диориты, основных — габбро и ультраосновных — дуниты и перидотиты.

 

Магма — расплавленная огненно-жидкая силикатная масса, возникающая внутри земной коры или верхней мантии и образующая призастывании магматические горные породы. Магма, изливающаяся па земную поверхность, называется лавой.

Магмы разных типов имеют различные физические свойства

Температура силикатных магм в момент зарождения варьируется от 1800-1600 до 600-500 °С. Плотность жидких магм равна 2,2-3 г/см: и примерно на 10 % ниже плотности твердых пород соответствующего состава. Максимальная плотность характерна для глубинных мантийных магм. Вязкость магм определяет их подвижность (текучесть). Наименьшей вязкостью и максимальной подвижностью обладают высокотемпературные магмы ультраосновного и основного состава, а наибольшая вязкость характерна для кислых магм, возникающих при относительно низкой температуре. Присутствие летучих значительно понижает вязкость расплавов.

Существует несколько механизмов зарождения родоначальных мат. Одним из них является нагревание выше температуры плавления глубинного вещества, то есть выше температуры солидуса

Другим возможным механизмом служит адиабатический (почти изотермический) подъем нагретого вещества, при котором на определепиойглубине достигается температура солидуса Этот механизм реализуется при быстром перемещении крупных масс нагретого и пластичного глубинного материала. Третий связан с дегидратацией гидроксилсодержащих минералов, изкоторых состоит глубинное вещество Так, например, слюды при нагревании выделяют до 4 % воды. Если в магматическом источнике имеется вода, то температура плавления глубинного силикатного вещества понижается на десятки и сотни градусов.

Вулканические горные породы различаются по химическому составу, структурно-текстурным особенностям и по степени сохранности вещества пород. По химическому составу эффузивные вулканические горные породы делятся на щёлочноземельные и щелочные горные породы и, кроме того, на основные горные породы (недосыщенные кремнекислотой), средние горные породы (насыщенные кремнекислотой) и кислые горные породы (пересыщенные кремнекислотой). Степень кристаллизации лав, а также структуры и текстуры их зависят от вязкости расплава и характера его остывания. Внутренние части эффузивных тел обычно раскристаллизованы, внешние — шлаковидные, пористые и стекловатые. Для эффузивных пород характерны порфировые, микролитовые, полустекловатые структуры и флюидальные полосчатые, массивные, пористые текстуры. Вулканические горные породы применяются в качестве строительного и облицовочного камня, служат материалом для каменного литья.

 

Ликвация:

в геологических науках — процесс распада однородной магмы при понижении температуры на две или более разные по составу несмешивающиеся магмы.

ДИФФЕРЕНЦИАЦИЯ КРИСТАЛЛИЗАЦИОННАЯ

— обусловленная перемещением и пространственным обособлением возникающих в процессе кристаллизации минер. фаз под влиянием разл. причин (напр., гравитационное осаждение выделившихся из расплава к-лов, перемещение их конвекционными токами и др.), что приводит к изменению нормального течения реакции к-лов с расплавом, т. е. фракционной кристаллизации магмы. Д. к. является основным механизмом дифференциации магм. расплавов. Особенно широко она проявляется при формировании расслоенных интрузий основных и ультраосновных п., образовавшихся в результате последовательного осаждения продуктов кристаллизации на постепенно поднимающееся дно магм. камеры.

Ассимиляция — одна из форм проявления реакций взаимодействия магмы с вмещающими породами, в процессе внедрения перегретой магмы во вмещающие породы последние растрескиваются под влиянием прогрева и неравномерного расширения. Механически раздробленные и захваченные магмой породы боковых стенок и кровли иногда сохраняются в виде ксенолита, резко отличающихся по составу от захватившей их магмы. При нагреве до температур, близких температуре магмы, в результате реакций с магматическим расплавом состав ксенолитов становится близким к составу магмы. При значительном количестве ксенолитов меняется также и состав усваивающего их магматические расплава.

 

23. Формы залегания интрузивных пород, размеры, состав, взаимоотношения с вмещающими породами Дискордантные тела: батолиты, штоки, дайки, магматические жилы. Конкордантные тела: силы, лакколиты, лополиты. Абиссальные и гипабиссальные интрузивы. Роль магматических и постмагматических процессов в образовании полезных ископаемых.

Площади интрузивных массивов колеблются в широких пределах: 168 Глава 9. Процессы внутренней динамики (эндогенные) нескольких квадратных метров (и менее) до многих сотен тысяч квадратных километров (интрузивный массив на Аляске занимает площадь около 400 тыс. кв. км, имея в длину около 2000, а в ширину до Залегая среди вмещающих пород различного состава (или породрамы интрузива), они имеют разнообразную, чаще всего неправильную форму, ограничиваясь с боков контактами интрузива, сверху — кровлей, или апикальной поверхностью

По соотношению со слоистостью вмещающих пород интрузивные тела подразделяют па дискордантные (или несогласные) и конкордантные (или согласные). В первом случае контакты массивов пересекают слоистость вмещающих отложений, во втором — контакты интрузивов примерно совпадают со слоистостью пород рамы

Батолиты — огромные по площади (свыше 100 кв. км) тела вытянутой или неправильной изометричной в плане формы, с контактами, наклоненными в стороны от массива и кровлей, осложненной куполами и депрессиями. В отдельных случаях от батолитов далеко в пределы рамы отходят боковые ответвления, называемые апофизами. Нижняя ограничивающая поверхность батолитов, устанавливаемая обычно различными геофизическими методами, располагается на глубине несколько кило­метров. Вертикальная мощность достигает 10-12 км. Значительное число батолитов сложено габбро, диоритами и гранитами.

Штоки — небольшие по площади (до 100 км2) тела различного петрографического состава изометричной или вытянутой в плане формы, с вертикальными или круто падающими контактами.

Этмолиты — неправильные тела, имеющие форму расширяющейся кверху огромной воронки, сложенные часто породами основного состава, обладающими повышенной щелочностью. Меньшими по объемам слагающих их интрузивных пород являются дайки и магматические жилы.

Дайки представляют собой крутопадающие или вертикальные плитообразные тела, протяженность которых многократно превышает их толщину (сложены обычно гипабиссальными интрузивными породами). Процессы внутренней динамики (эндогенные)

Магматические жилы отличаются от даек неровными извилистыми контактами, имеют часто ветвящуюся в плане и вертикальном сечении форму.

Среди конкордаптпых интрузивных тел наиболее крупными являются силлы — пластообразные интрузивные тела с субпараллельиыми ограничивающими поверхностями, залегающие в толщах горизонталь­но лежащих или слабодислоцированных отложений (часто сложены породами основного состава), лакколиты — тела грибо- и караваеобразной формы, лополиты — тела блюдцеобразной формы. Размеры их по площади достигают сотен квадратных километров, а некоторых нескольких — первых тысяч квадратных километров. Вертикальная мощность колеблется от нескольких метров (в силлах) до многих сотен метров (в лакколитах и лополитах).

По глубине кристаллизации магматического расплава интрузивы разделяют на абиссальные (или глубинные), сформированные на глубинах, достигающих нескольких километров и глубже, и полуглубиипые (или гипабиссалъные), кристаллизация которых происходит на относительно небольшой глубине. Абиссальные массивы тесно связаны с магматическим очагом или иногда сами представляют застывший внутрикоровый, часто периферический (наиболее приближенный к земной поверхности) магматический очаг.

Формирование наиболее крупных интрузивных массивов происходит в несколько стадий: ортомагматическую, пегматитовую, пневматолитовую, гидротермальную. С каждой из них связано образование месторождений рудных полезных ископаемых, представляющих собой природные скопления минеральных соединений, пригодных для промышленного использования.

Ортомагматическая стадия характеризуется подъемом из магматического очага основной массы магматического расплава и образованием интрузивного массива.

Пегматитовая стадия. В завершающие моменты отвердевания интрузивов либо отдельных фаз, вблизи кровли интрузивных массивов, в зонах эндо- и экзоконтакта образуются небольшие тела жило- и гнездообразной формы, сложенные своеобразными интрузивными породами — пегматитами, обладающими часто зональным строением, неравномерными полнокристаллическими структурами, крупными размерами части слагающих их минералов.

Пневматолитовая стадия связана с отделением от магматического очага и воздействием на апикальную часть интрузивного массива горячих химически активных постмагматических летучих компонентов.

Гидротермальная стадия. Становление крупных плутонов завершается отделением от магматического очага газово-жидких растворов (гидротерм) и образованием гидротермальных жил, связанных как с отложением в пустотах горных пород минерального вещества, так и с метасоматическим замещением боковых пород.

 

 

24. Определение процесса метаморфизма. Факторы (агенты) метаморфизма. Характер метаморфических преобразований (текстурно-структурные, минеральные, химические). Типы метаморфизма: контактовый (низких давлений), региональный (средних давлений), дислокационный (динамометаморфизм), метаморфизм высоких давлений. Прогрессивный и регрессивный метаморфизм. Полезные ископаемые, связанные с метаморфическими образованиями.

Метаморфизм – ЭТО ПРЕОБРАЗОВАНИЕ ПОРОД ПОД ВОЗДЕЙСТВИЕМ ИЗМЕНИВШИХСЯ ФИЗИКО-ХИМИЧЕСКИХ УСЛОВИЙ. ПРЕОБРАЗУЮТСЯ ОСАДОЧНЫЕ, МАГМАТИЧЕСКИЕ И МЕТАМОРФИЧЕСКИЕ ПОРОДЫ.

ТЕМПЕРАТУРА – ПРИ ПОГРУЖЕНИИ НА ГЛУБИНУ И ОТ ГОРЯЧИХ ИНТРУЗИВНЫХ ТЕЛ

ДАВЛЕНИЕ – ПРИ ПОГРУЖЕНИИ НА ГЛУБИНУ (литостатическое - всестороннее) И В ПРОЦЕССЕ ТЕКТОНИЧЕСКСИХ ДВИЖЕНИЙ (стрессовое – одностороннее)

МИНЕРАЛИЗОВАННЫЕ РАСТВОРЫ - НА ГЛУБИНЕ И ОТДЕЛЯЮЩИЕСЯ ОТ МАГМАТИЧЕСКИХ ТЕЛ(ФАААААКТОООРЫЫЫ)

Текстурно-структурный: МЕНЯЕТСЯ ТЕКСТУРА ПОРОДЫ, ОНА СТАНОВИТСЯ СЛАНЦЕВАТОЙ, ГНЕЙСОВАТОЙ, ПОЛОСЧАТОЙ

МЕНЯЕТСЯ СТРУКТУРА ПОРОДЫ, ОНА СТАНОВИТСЯ БОЛЕЕ КРУПНОЗЕРНИСТОЙ

Минеральные: СТРУКТУРА МЕТАМОРФИЧЕСКОЙ ПОРОДЫ СТАНОВИТСЯ БОЛЕЕ КРУПНОЗЕРНИСТОЙ, ЧЕМ У ИСХОДНОЙ ПОРОДЫ – ПРОТОЛИТА.(Ca CO3 + SiO2 = CaSiO3 +CO2 кальцит кварц волластонит углекислота)

 

Химический: В ЗАВИСИМОСТИ ОТ ТОГО ИЗМЕНЯЕТСЯ ЛИ ХИМИЧЕСКИЙ СОСТАВ ИСХОДНОЙ ПОРОДЫ В ПРОЦЕССЕ МЕТАМОРФИЗМА ВЫДЕЛЯЮТ МЕТАМОРФИЗМ:

ИЗОХИМИЧЕСКИЙ – ХИМСОСТАВ ПОРОД НЕ МЕНЯЕТСЯ

АЛЛОХИМИЧЕСКИЙ – ИЗМЕНЯЕТСЯ ХИМСОСТАВ ИСХОДНЫХ ПОРОД (ПРОТОЛИТОВ)

ПО СОВОКУПНОСТИ ДЕЙСТВУЮЩИХ НА ПОРОДЫ ФАКТОРОВ И ГЕОЛОГИЧЕСКОЙ ОБСТАНОВКЕ ВЫДЕЛЯЮТ СЛЕДУЮЩИЕ ТИПЫ МЕТАМОРФИЗМА:

РЕГИОНАЛЬНЫЙ(— широкомасштабный процесс преобразования осадочных, магматических и метаморфических пород в результате погружения их на ту или иную глубину или тектонического скучивания в коллизионных зонах, охватывающий крупные территории (регионы) и характеризующийся выдержанностью или слабой из­менчивостью физико-химических условий по простиранию.)

КОНТАКТОВЫЙ( проявляется во внешних экзоконтактовых ореолах интрузивов под воздействием тепла, выделяемого остывающим магматическим расплавом, и происходит при относительно низких давлениях, по существу, без привноса и выноса веществ, то есть носит изохимический характер. Мощность контактово-метаморфических ореолов зависит от размеров интрузивных тел, характера контакта и начальной температуры магмы..)

ДИНАМОМЕТАМОРФИЗМ( развивается в зонах разрывных нарушений под воздействием направленного давления (стресса) в условиях невысоких температур и заключается в дроблении и истирании горных пород без существенной их перекристаллизации..)

Прогрессивный метаморфизм развивается в условиях повышения Р-Т параметров и выражается в появлении более высокотемпературных минеральных ассоциаций вместо существовавших ранее низкотемпературных.

Регрессивный метаморфизм, или диафторез, включает минеральные преобразования, вызванные приспособлением магматических или метаморфических пород к новым условиям более низких ступеней метаморфизма, и характеризуется замещением высокотемпературных минералов низкотемпературными.

С процессами метаморфизма связаны месторождения многих видов полезных ископаемых. Особенно важную роль в формировании месторождений играют региональный метаморфизм и метасоматоз. В процессе метаморфизма возникают также новые минералы, имеющие промышленное значение, — тальк, асбест, графит — и драгоценные камни —- рубин, сапфир, гранат.

Важпейвлхе металлогеническое значение имеют метасоматическис процессы, с которыми связан весь спектр гидротермальных и пневматолитовых месторождений. Большинство метасоматитов представляют собой рудоносные породы. Так, например, в скарнах локализуются месторождения железа, полиметаллических руд, молибдена, вольфрама 190 Глава 9. Процессы внутренней динамики (эндогенные), меди, кобальта, флогопита, вермикулита; в грейзенах — месторождения топаза, турмалина, флюорита, олова, вольфрама, молибдена.

Тектонические движения земной коры. Горизонтальные, вертикальные движения и их комбинации. Признаки и методы обнаружения тектонических движений. Трансгрессии и регрессии морей как показатели вертикальных движений земной коры.

В масштабе человеческой жизни лик Земли представляется застывшим и неподвижным. Однако достоверно установлено, что наружная твердая оболочка планеты находится в непрерывном движении, получившем название тектонического.

Сегодня при характеристике вертикальных движений за уровень отсчета обычно принимается поверхность Мирового океана, хотя надо иметь в виду, что уровень последнего может колебаться в зависимости от объема воды в океане в пределах 150 м. Колебательные движения, регулирующие уровень Мирового океана, известны как эвстатические. Одновременно создаются благоприятные условия для накопления россыпных месторождений тяжелых металлов и алмазов. Безусловно, в проявлении эвстатических колебаний просматривается климатический фактор, но главной причиной является все же тектонический процесс.

В настоящее время горизонтальные перемещения определяют повторными триангуляциями, фиксирующими перемещения только между отдельными пунктами земной поверхности. Скорости и амплитуды горизонтальных движений обычно выше, чем вертикальных. Смещения тина надвигов и особенно сдвигов широко известны в сейсмических районах, где скорости перемещения блоков по ним достигают от нескольких миллиметров до десятков сантиметров в год. Для определения скорости движения литосферных плит можно использовать положение магнитных аномалий, возраст которых определяется по геомагнитной временной шкале.

Оживление абразии может быть вызвано изменением уровня моря — повышением, связанным с наступлением моря на сушу, — трансгрессия моря, или понижением, отступлением моря — регрессия моря. При трансгрессии моря увеличивается глубина бенча и абразионная деятельность возобновляется на новом, более высоком положении береговой линии; в результате регрессии моря абразионная терраса оказывается выше уровня моря и возобновившаяся абразия приведет к выработке абразионной террасы наиболее низком уровне моря. Неоднократные регрессии моря формируют несколько уровней морских террас.

26. Складчатые (пликативные), разрывные (дизъюнктивные). Складки и элементы их строения. Антиклинальные и синклинальные складки. Элементы строения складок.

Деформированные таким образом породы относят к складчатому залеганию, которое является частным случаем нарушенного залегания, так как в большинстве случаев нарушается первоначальное горизонтальное или слабонаклонное (первые градусы) положение слоев. В складки сминаются толщи, в разрезе которых чередуются породы с разными физико-механическими свойствами. Это слоистые осадочные, вулканогенпо-осадочиые и полосчатые метаморфические породы. Общим признаком складчатого залегания на геологической карте является симметрично повторяющееся расположение полос относительно центральной непарной полосы.

Основные элементы:

Замок складки — это участок перегиба слоев с внешней стороны.

Ядро — участок перегиба слоев с внутренней стороны.

Крылья — фрагменты слоев, заключенные между их изгибами в замках соседних складок.

Угол падения крыла — это угол, измеренный в вертикальной плоскости между линией падения слоя в крыле складки и ее проекцией на горизонтальную плоскость.

Ось складки — это линия, образующаяся при пересечении осевой поверхности с поверхностью рельефа

Ось, в отличие от шарнира, у складки одна. В общем случае положение на карте оси и шарниров может не совпадать. Но в масштабе карты это несовпадение не проявляется.