Магматизм интрузивный и эффузивный. Формы эффузивных и интрузивных образований

1. Магматизм интрузивный и эффузивный. Формы эффузивных и интрузивных образований.

Интрузивный магматизм - процесс внедрения магмы в вышележащие толщи и ее кристаллизация в земной коре не достигая поверхности на разных глубинах. Для этого процесса характерно медленное снижение температуры и давления, кристаллизация в замкнутом пространстве. Магматические породы состоят из полностью раскристаллизованных зернистых агрегатов породообразующих минералов. Такие магматические породы называются интрузивными.

Рисунок 1 – Интрузивный  магматизм

Первичные магмы, образуясь на различных  глубинах, имеют тенденцию формироваться  в большие массы, которые поднимаются  в верхние горизонты земной коры, где литостатическое давление меньше.

Часто магма не достигает поверхности  Земли и застывает (кристаллизуется) на различной глубине, образуя тела неодинаковой формы и размера  – интрузивы. При застывании  интрузивное тело взаимодействует с вмещающими его породами и приводит к их изменению, выражающемуся по-разному: от слабого уплотнения и дегидрации их до полной перекристаллизации. Такая зона изменения вмещающих пород шириной от нескольких см до нескольких км называется зоной экзоконтакта (внешнего контакта). С другой стороны, внедрившаяся магма, а именно краевые части ее, остывают быстрее, чем остальная часть, ассимилируют вмещающие породы, в результате чего изменяется состав магмы, ее структура и текстура. Эта зона измененных магматических пород в краевой части интрузива называется зоной эндоконтакта (внутренней зоной).

В зависимости от глубины застывания (кристаллизации) магмы, интрузивные  массивы подразделяются на приповерхностные (или субвулканические) – глубина застывания не более нескольких сотен метров; среднеглубинные (гипабиссальные) – глубина формирования 1-1,5 км, и глубинные (абиссальные), застывшие глубже 1,5 км.

Глубинные породы, застывавшие медленно, обладают полнокристаллической структурой, а приповерхностные, в которых  падение температуры шло быстро, - порфировой, похожей на структуру  вулканических пород.

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. Это жилообразные тела длиной от десятков м. до нескольких км. И шириной от нескольких см до сотен м.

От даек следует отличать магматические жилы, имющие неправильную ветвистую форму и меньшие размеры.

Широким распространением пользуются штоки – столбообразные интрузивы изометрической формы с крутыми контактами, площадью менее 100-150 км².

Схема строения гранитного штока:

1 – шток, 2- вмещающие породы (рама интрузива), 3 – зона экзоконтакта,

4 – зона эндоконтакта, 5 – «провесы» кровли

 

Крупные гранитные интрузии площадью во многие стони и тысячи км2 называются батолитами. Вертикальная мощность батолитов всего несколько км.

Силлы – (пластовые интрузии), залегающие согласно с пластами вмещающих их пород.Лополит – чашеобразный интрузив, залегающий в синклинориях и мульдах. В диаметре – до десятков км, мощность – многие сотни м.

Лакколит - грибообразное тело.

Факолит – линзовидное тело, располагающееся  в сводах антиклиналей согдасно с вмещающими породами.

Гарполит – серпообразный интрузив, по-существу разновидность факолита.

Хонолит – интрузив неправильной формы, образовавшийся в ослабленной зоне вмещающих пород, как бы заполняющий «пустоты» в толще

Рисунок 1. Формы интрузивных тел:

1 – дайки, 2- штоки, 3- батолит, 4 –гарполит, 5 – многоярусные силы, 6 –лополит,

7 – лаккоит, 8 – магматический диапир, 9 – факолит, 10 - бисмалит

.

Бисмалит – грибообразный интрузив, похожий на лакколит, но осложненный цилиндрическим горстообразным поднятием, как бы штампом,  в центральной части.

Эффузивный магматизм или вулканизм - процесс проникновения магмы в земную кору и выход ее в жидком расплавленном состоянии на поверхность Земли. При этом , происходит резкое снижение t и P в расплаве и от него отделяются растворенные газы. И уже такой расплав называют лавой. При резком снижении t и Р происходит быстрое остывание лавы и переход ее в твердое состояние. При этом кристаллизоваться успевают немногие минералы и образуются породы неполнокристаллически е- эффузивные .

Если  жидкий магматический расплав достигает  дневной поверхности, то происходит извержение, характер которого определяется составом расплава, его температурой, давлением, концентрацией летучих  компонентов и др. Одной из самых  важных причин извержения магмы является ее дегазация. Именно газы, заключенные  в расплаве, служат тем «движителем», который вызывает извержение.

Рисунок 2 – Эффузивный магматизм

 

Если  газы выделяются из магмы спокойно, тогда происходит излияние –  эффузия. Когда газы отделяются быстро, происходит многвенное 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.

Вулканические продукты при извержении могут быть твердыми, жидкими и газообразными.

По  данным прямых измерений в различных  действующих вулканах среди летучих  содержится водяной пар, диоксид  углерода (СО₂), оксид углерода (СО), азот (N₂), диоксид серы (S₂O₂), газообразная сера (S), водород (H₂), аммиак (NH₃), хлористый водород (HCl), фтористый водород (HF), сероводород (H₂S), метан (CH₄), борная кислота (H₃BO₂), хлор (Cl), аргон и др., но преобладают H₂O и CO₂. Присутствуют хлориды щелочных металлов, а также железа.

Жидкие  вулканические продукты представлены лавой.

Шире  всего распространены основные –  базальтовые – лавы, которые при  выходе на поверхность имеют высокую  – до 1100-1200⁰С температуру и малую вязкость. Эта жидкая лава очень подвижна, может течь со скоростью 60 км/час при небольших уклонах.

Более кислые, вязкие и низкотемпературные лавы – андезиты, дациты, риолиты – образуют сравнительно короткие мощные потоки. Лавовый поток, быстро остывая с поверхности, покрывается коркой и глыбами. Во фронтальной части потока эта корка обрушивается вниз, образуя раскаленную осыпь, на которую накатывается лавовый поток. Так образуется лавобрекчия в подошве и кровле потока.

Твердые и частично первоначально жидкие вулканические продукты, имеющие  различную форму и размеры, образуются во время эксплозивных извержений.

При слабых взрывах расплескиваемая лава образует по краям кратера скопления спекшихся  «лепешек» и «капель» лавы, и также  конусы называются капельными, а породы – агглютинатами. При сильных взрывах раскаленные, еще жидкие лавы выбрасываются в воздух на десятки и сотни метров. Закручиваясь в воздухе и остывая, они падают на склоны вулкана, обладая грушевидной или крученой формой. При размерах от 5 см и более называются вулканическими бомбами. Часто куски лавы, застывая в воздухе, превращаются в стекловатые шлаки, которые, падая на землю, спекаются в плотную массу. Скопления вулканических бомб называют агломератом.

Если  выброшенный вулканический материал имеет размерность 1-5 см, то он называется лапиллями, а более мелкий – вулканическим песком, пеплом и пылью.

Мощные  взрывы, дробящие уже отвердевшие  вулканические породы и распыляющие  жидкую лаву, выбрасывают в воздух не только бомбы и обломочки вулканического стекла, но  зерна минералов и  их обломки. Такие мелкообломочные  вулканические породы называются туфами (размер обломков которых от долей до 1-2 мм). В настоящее время для все рыхлых продуктов вулканических извержений используется термин «тефра».

Вулканы подразделяются на линейные и центральные.

Линейные  вулканы, или вулканы трещинного типа, обладают протяженными подводящими  каналами, связанными с глубоким расколом. Как правило, из таких трещин изливается базальтовая лава, которая, растекаясь, образует крупные лавовые покровы, широкие плоские конусы, лавовые  поля.

В случае магмы более кислого состава  образуются линейные экструзивные валы и массивы, сложенные выжатой  лавой.

Вулканы центрального типа имеют конусовидную постройку, в центре которой имеется  подводящий трубообразный канал, или  жерло, ведущее к поверхности от центрального очага. Жерло оканчивается расширением, называемым кратером. Отрицательные формы рельефа, связанные с вулканами центрального типа, представлены кальдерами – крупными провалами округлой формы диаметром в несколько километров. Кальдеры возникают при эксплозивных извержениях или при излиянии большого объема базальтовой магмы.

После извержений, когда активность вулкана  либо прекращается навсегда, либо он «дремлет»  в течение тысяч лет, на самом  вулкане и в его окрестностях идут процессы, связанные с остыванием магматического очага и называемые поствулканическими.  К ним относятся:

1. Выходы вулканических газов на поверхность, называемые фумаролами. Очень часто фурмаролы приурочены к радиальным и кольцевым трещинам на вулканической постройке.
2. Горячие источники или термы, широко распространенные в областях современного и новейшего вулканизма.
3. Гейзеры – горячие источники, вода которых периодически фонтанирует и выбрасывается вверх, иногда на десятки метров.

В настоящее  время в ряде мест построены электростанции, работающие на геотермальной энергии  – перегретом паре. Они действуют  в Италии, Исландии, Калифорнии, в  Новой Зеландии, в районе Паужетки на юге Камчатки. Горячие воды используются для обогрева жилищ, парников и теплиц.

 

2. Строение и  свойства почвенных коллоидов.

Накопление в почве элементов питания растений связано с поглотительной способностью почв. Академик К. К. Гедройц предложил под поглотительной способностью почвы понимать способность ее поглощать жидкости, газы, солевые растворы и удерживать твердые частички, а также живые микроорганизмы. Поглотительные процессы в почве обусловлены преимущественно тонкодисперсной частью почвы и особенно коллоидами. Содержание коллоидов в почве редко превышает 30 % почвенной массы, но влияние их на свойства почвы и уровень плодородия исключительно велико.

Почва состоит из частиц различного размера. Почвенными коллоидами называют частицы  диаметром от 0,2 до 0,001 мкм. Они образуются при диспергировании (раздроблении) крупных частиц или при конденсации  вследствие физического или химического  соединения молекул.

По  происхождению почвенные коллоиды бывают минеральные, органические и  органо-минеральные.

Минеральные коллоиды образуются при выветривании горных пород. Это глинистые минералы, коллоидные формы кремнезема и полуторные оксиды.

К органическим коллоидам относятся гумусовые  вещества почвы, сформированные в процессе гумификации растительных и животных остатков.

Органо-минеральные коллоиды образуются при взаимодействии минеральных и органических коллоидов.

В различных  почвах содержание коллоидов составляет от 1...2 до 30...40 % массы почвы. Наибольшее количество коллоидов отмечено в  глинистых и суглинистых почвах с высоким содержанием гумуса, наименьшее — в песчаных и супесчаных почвах, бедных гумусом.

Строение  коллоидной частицы (мицеллы). На рисунке  показано строение коллоидной мицеллы. Ядро мицеллы — это внутренняя ее часть, состоящая из недиссоциированных молекул. Оно может быть аморфным или кристаллическим. На поверхности  ядра находится двойной электрический  слой ионов, соприкасающийся с дисперсной средой (почвенным раствором): внутренний — потенциал определяющий слой неподвижных  ионов, прочно связанных с ядром, и внешний — компенсирующий слой ионов, имеющий противоположный  заряд.

Рис. Схема  строения коллоидной мицеллы (по Н. И. Горбунову)

Заряд коллоидной мицеллы определяют ионы, непосредственно связанные с  поверхностью ядра. Этот заряд возникает  в результате диссоциации молекул  на поверхности ядра. Например, молекулы гидроксида алюминия Аl(ОН)з, составляющие ядро мицеллы, в кислой среде диссоциируют на ионы Al(OH)2+ и ОН-, а в щелочной — на АlO(OН)2- и Н+. Сложные ионы удерживаются на поверхности ядра и определяют знак заряда коллоидной мицеллы. Поэтому коллоидная частица гидроксида алюминия в кислой среде имеет положительный заряд, а в щелочной — отрицательный.

Коллоиды, имеющие кристаллическое строение, приобретают заряд иным путем. Известно, что ионы кристаллических частиц, находящиеся на поверхности, не насыщены связями и поэтому могут притягивать  ионы из растворов. При этом притягиваются  ионы противоположного заряда, вследствие чего образуется диффузный слой коллоидной мицеллы.

Ядро  мицеллы и потенциалопределяющий  слой ионов образуют гранулу. За потенциалопределяющим  слоем гранулы расположены компенсирующие ионы. Прочносвязанные ионы этого  слоя образуют неподвижный слой компенсирующих ионов. Затем следует внешний, или  диффузный, слой ионов, способных обмениваться на ионы почвенного раствора. Таким  образом, коллоидная мицелла состоит  из ядра и двух противоположно заряженных слоев ионов.