ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ ПРОЦЕССЫ В КРИОЛИТОЗОНЕ 5 страница
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 Н2 О и ее растворение понижает вязкость расплавов и температуру их кристаллизации . Важное значение имеет продукт восстановления воды - водород Н2 и так называемое водно - водородное отношение Н2 О/ Н 2 , в зависимости от которого варьирует соотношение Fe2 O3 / 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. 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 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 другихкомпонентов . 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 , которое как раз и способствуют достижению ее эвтектического состава, т.е . самого легкоплавкого. Кислые и средние магм, 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.
Каким же образом магма превращается в горную породу? Кристаллизация магмы происходит не мгновенно, а постепенно, с одновременным падением температуры . Возможны несколько вариантов. В 1-ом из них охлаждение происходит очень быстро, расплав переохлаждается и превращается в вулканическое стекло - обсидиан ( точки 0 →1→6). 2-ой вариант связан с медленным охлаждением 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 реагируют 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 отвечающего точке 2 или какой- нибудь другой, будут находиться вкрапленники плагиоклаза зонального строения . В ядре - кальциевый плагиоклаз точки 4, а во внешней зоне - натриево - кальциевый плагиоклаз точки 5.
В 3-ем варианте при очень медленном охлаждении расплав и кристаллы успевают полностью прореагировать между собой , 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.
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 ( РН2 О ). Таким образом, магма - это флюидно - силикатный расплав, эволюционирующий сложным путем , зависящим 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 . Наличие легко отделяемых летучих компонентов приводит к вулканическим процессам, трудно отделяемых - к интрузивным .
Интрузивный магматизм .
Первичные магмы , образуясь на разных глубинах , имеют тенденцию скапливаться 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 разной формы и размера - интрузивы . Любое интрузивное тело , будучи окруженное 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 первых сантиметров до десятков километров, называется зоной экзоконтакта, т.е . внешним контактом.
С другой стороны , сама внедряющаяся магма, особенно краевые части магматического тела , взаимодействуя с вмещающими породами и быстрее охлаждаясь , частично ассимилируют 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) -от первых сотен метров до 1,0-1,5 км; среднеглубинные или гипабиссальные , - до 1- 3,0 км и глубинные, или абиссальные ,- глубже 3,0 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 . По отношению к вмещающим породам интрузивы подразделяются на конкордантные или согласные и дискордантные – несогласные.
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 тонкими подводящими каналами. Мощность силлов колеблется от первых десятков см до сотен метров . На Сибирской платформе они образуют т.н. трапповую формацию ( трап - лестница , шведск.). Т.к. силлы более прочные , чем вмещающие породы, они выделяются в рельефе в виде « ступеней гигантской лестницы» .
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 в низу и более кислым - в верху. 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 . За счет внедрения в слоистую толщу множества силлов , увеличение ее мощности может достигать сотен метров и даже первых км. При этом слои вмещающих пород не деформируются , а лишь перемещаются по вертикали, как бы «разбухая ».
Лополлит ( лопос - чаша, греч .) - чашеобразный согласный интрузив , залегающий в синклинальных структурах и также как и силл , образующийся в условиях тектонического растяжения , когда магма легко заполняет ослабленные зоны, не деформируя сильно вмещающие слои .. Размеры лополитов в диаметре могут достигать десятков километров, а мощность - многих сотен метров . Крупнейшие дифференцированные лополиты - Бушвельдский в Южной Африке, площадью в 144 000 км2 и Сёдбери 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 для большой порции магмы затруднительно . Идеальные грибовидные лакколиты встречаются не так уж и часто. Пожалуй , наиболее типичный пример - это лакколиты гор Генри в США. Многочисленные т.н. 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 ( дайк , дейк - забор, шотл.), тела , длина которых во много раз превышает их мощность, а плоскости контактов практически параллельны. Дайки обладают длиной от десятков метров до многих сотен км, например, Великая дайка Родезии нижнепротерозойского возраста млн . лет имеет длину км, при ширине 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 способен обеспечить внедрение даек.
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 штоки (schtoch - палка, нем .) - столбообразные интрузивы изометричной формы с крутыми контактами , площадью менее 100-150 км2.
Существуют и другие менее распространенные формы интрузивных тел. Факолит ( факос.- чечевица , греч .) - линзовидные тела , располагающиеся в сводах антиклинальных складок, согласно с вмещающими породами. Гарполит (гарпос - серп , греч .) - 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 .
Крупные гранитные интрузивы значительной мощности и 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». 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.
Действительно, куда же девались колоссальные по объему толщи пород , на месте которых возник гранитный батолит площадью в тысячи км2. 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 км, 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 играет и гидростатическое давление магмы , ее напор и расклинивающее воздействие, как например, в случае даек . 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 аллохтонных 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, связанных 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 .
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 .
Продукты извержения вулканов.
Газообразные продукты или летучие , как было показано выше, играют решающую роль при вулканических извержениях и состав их весьма сложен и изучен далеко не полностью из - за трудностей с определением состава газовой фазы в магме, находящейся глубоко под поверхностью Земли . По данным прямых измерений , в различных действующих вулканах среди летучих содержится водяной пар, диоксид углерода ( СО2), оксид углерода ( СО), азот (N2 ), диоксид серы (SО2 ), триоксид серы (SО3), газообразная сера (S), водород ( Н2 ), аммиак (N Н3 ), хлористый водород (HCL), фтористый водород (HF), сероводород ( Н2 S), метан ( СН4), борная кислота ( Н3 ВО3), хлор ( Сl), аргон и другие , но преобладают Н2 О и СО2. Присутствуют хлориды щелочных металлов , а также железа и меди. Состав газов и их концентрация очень сильно меняются в пределах одного вулкана от места к месту и во времени . Зависят они и от температуры и в самом общем виде от тепени дегазации мантии и от типа земной коры. Ниже +100 ° С пары воды превращаются в жидкость, которая реагирует с малорастворимыми соединениями типа HСl, образуя агрессивные кислоты . В газах Ключевского вулкана на Камчатке при 800-300° С преобладали H 2 , HF, CO, CO 2 , SO 2 ; при 200-150 ° С - H2 ,HCl, CO, CO 2 , SO 2 ; при 100-50° С - CO2, SO2 ; при 81-50 ° С - CO2 . Газы континентальных вулканов отличаются от газов вулканов , расположенных на островах в океанах.
Состав газов очень изменчив, не только в разных типах вулканов , но даже и в пределах одного вулкана, что хорошо показал известный французский вулканолог Г .Тазиев , на примере газовых эманаций вулкана Стромболи в Липарских островах у северного побережья Сицилии . Содержание и состав газов непрерывно изменялись при опробовании через каждые две минуты. Как уже говорилось , вулканические газы - это главный движитель извержений. Характер выделения газов зависит от состава и вязкости магмы , а скорость отделения газов от расплава определяет тип извержений.
Жидкие вулканические продукты.
Магма, поднимаясь вверх по каналу и, достигнув поверхности Земли , изливается в виде лавы ( лаваре - мыть, стирать, лат.), отличающейся от магмы тем , что она уже потеряла значительное количество газов. Термин лава вошел в геологическую литературу после того , как он стал использоваться для излившейся магмы Везувия. Главные свойства лавы - химический состав , температура, содержание летучих, вязкость - определяют характер эффузивных извержений, форму , структуру поверхности и протяженность лавовых потоков. Если вязкость у лав низкая , то они могут растекаться , покрывая большие пространства и далеко уходя от центра излияния . Высокая вязкость , наоборот , вынуждает лавы нагромождаться недалеко от места извержения, а кроме того , они текут гораздо медленнее, чем маловязкие лавы. Химический состав лав изменяется от кислых, содержащих больше 63% SiO2 и до ультраосновной , SiO 2 меньше 45%. Все остальные лавы имеют промежуточное содержание оксида кремния .
Кислые лавы (SiO2 > 65%) представлены риолитом, состоящим из кварца , кислых плагиоклазов , биотита, амфибола и ромбического пироксена. Основная масса представлена вулканическим стеклом. Характерна флюидальная текстура . К кислым лавам относятся и дациты с несколько меньшим содержанием SiO2. К средним лавам ( SiO 2 -65-53%) относятся широко распространенные андезиты ( от гор в Южной Америке Анд ), содержащие кварц, плагиоклазы, биотит , реже роговую обманку .
Наибольшим распространением пользуются основные лавы - базальты ( SiO 2 53-45%), породы темного цвета, часто черные, с вкрапленниками основного плагиоклаза, оливина и пироксена ( ромбического и моноклинного). Быстрое остывание лавы приводит к появлению зональных минералов вкрапленников.
Ультраосновные лавы (SiO2 < 45%) - коматииты ( от р.Комати в Ю.Африке) сейчас не встречаются , но были широко распространены в докембрии . Вкрапленники представлены оливином и редко клинопироксеном . Температура лав может быть измерена непосредственно при извержении специальными приборами , пирометрами , а также путем экспериментов в лабораторных условиях . Температура извергающихся лав, в целом , более высокая у базальтов постепенно снижается к риолитам:
Базальты 1000-1200°
Андезиты 950-1200°
Дациты 800-1100°
Риолиты 700- 900°
Конечно , эти значения могут изменяться в некоторых пределах . Непосредственные измерения показывают, что базальты вулкана Килауэа, Гавайские острова во время извержений 1952-63 гг . имели температуру от 1050 до 1190° С ( по Мак Дональду,1972); базальтовые лавы вулкана Этна (1970-75 гг .) - от 1050 до 1125° С; андезиты вулкана Парикутин (1944) в Мексике - 943-1957 ° С; дациты вулкана Св.Елены в Каскадных горах США (1980) - 850° С ( по Дж.Фридману,1981). Базальтовые лавы, остывая, сохраняют способность к течению при температурах 700 и даже 600 ° С, т.к. их вязкость снижается постепенно . В тоже время кислые лавы, температура которых при появлении из подводящего канала около 700-900 ° С, с уменьшением температуры очень сильно , во много раз, увеличивают вязкость и теряют способность к движению. Характер цвета лавы отражает ее температуру, на чем , собственно и основано действие пирометра, в котором накал нити, регулируемы электрической батареей , должен достичь цвета лавы, после чего температура вычисляется по специально градуированной шкале.
Начало красного свечения ~ 540° С
Темно - красное свечение ~ 650° С
Светло- красное свечение ~ 870° С
Желтоватое свечение ~1100° С
Начало белого свечения ~1200° С
Белое свечение ~1480° С
Изменение температуры с помощью этих признаков, можно хорошо наблюдать , например, по кинофильмам , иллюстрирующим извержения базальтовых вулканов на Гавайских островах . Цвет лавы очень быстро изменяется от ярко - желтого до темно -красного , а на поверхности потока остывшая черная корочка, толщиной в 20 см вполне выдерживает вес человека . Но под верхней, остывшей коркой, имеющей очень низкую теплопроводность , лава еще длительное время остается горячей. Некоторые лавовые потоки даже через 30-50 лет сохраняют высокую температуру, явно выше 100°С. Плотность лав зависит от состава и флюидной динамики потока , но в целом она выше у базальтов - 2,8-2,6 г/ см3, меньше у андезитов - 2,5 г/ см3 и еще меньше у риолитов - 2,2-2,1 г/ см3 , при этом плотность уменьшается с увеличением температуры . Например,для базальтов с температурой 900°С - ρ =2,8 г/см3 , а при 1300° - ρ =2,7-2,6 г/ см3
Вязкость лав - важная характеристика , определяющая подвижность лавовых потоков, их мощность и морфологию. Вязкость лав контролируется давлением , температурой , химическим составом , содержанием летучих, в частности, растворенной воды, количеством газовых пузырьков и содержанием кристаллов - вкрапленников. Все эти факторы действуют одновременно и поэтому вклад каждого из них оценивается с трудом. Чем ниже температура, тем выше вязкость . Увеличение содержания летучих приводит к ощутимому снижению вязкости лав. Чем более кислая лавы, тем ее вязкость выше. Количество вкрапленников в лаве влияет на ее вязкость при постепенном увеличении их количества сначала незначительно, но, затем, после порога в 60% возрастает почти мгновенно.
Содержание газовых пузырьков в целом пропорционально уменьшению вязкости лавы, однако в кислых лавах, обычно высоковязких , влияние пузырьков может быть противоположным, т.к. они не могут свободно перемещаться в расплаве и так с высокой вязкостью. Движение лавовых потоков, как правило, ламинарное и, реже, турбулентное, что создает хорошо различимую флюидальную текстуру в породах. Строение лавовых потоков, как в плане, так и в разрезе сильно зависит от их химического состава и других факторов , рассмотренных выше.
Базальтовые лавовые потоки , как правило, имеют небольшую , в первые метры мощность, и распространяются на многие десятки км, например, на Гавайских островах до 60 км. Миоценовые базальтовые лавовые потоки в долине р.Колумбии на западе США имеют длину до 160 км при максимальной мощности потока до 45 м .
Поверхность базальтовых лавовых потоков формируется за счет быстрого остывания тонкой корочки и пока она еще не потеряла пластичность , происходит ее волочение и сморщивание , наподобие пенки у остывшего киселя . Газовые пузырьки, поднимающиеся сквозь поток, скапливаются под этой корочкой и могут ее даже приподнимать над еще не остывшей лавой. Такая поверхность, напоминающая лежащие канаты называется пахоэхоэ («волнистая», гавайский термин). Эти «канаты» всегда направлены выпуклостью по направлению движения потока .
Так как с поверхности и с боков потока лава остывает быстрее, а в центре еще продолжается движение поступающих новых порций расплава , то в потоке образуется труба, потому, что последние порции жидкой лавы ушли в головную часть потока .
Поверхность пахоэхоэ осложняется вторичными структурными формами – «пальцами», холмами , грядами , куполами выдавливания, за счет прорыва затвердевшей корки еще жидкой лавы при повышении гидростатического давления . Это же давление ответственно за формирование конусов разбрызгивания - горнитосов , сложенных остывшими брызгами лавы, вырвавшейся под давлением через треснувшую корку.
Другой тип поверхности базальтовых потоков называется аа- лавой и представлен остроугольными обломками лав с многочисленными шипами, отходящими во все стороны от обломков и образующимися при растягивании еще вязкой корки потока , которая неоднократно дробится и вновь возникает. Так формируется поверхность аа - лавы, мощностью в первые метры .
В этих двух видах потоков скорость движения нижних горизонтов меньше, чем верхних , поэтому фронтальная часть потока со временем становится круче и с его верхней части скатываются глыбы и целые блоки , образующие осыпь у подножья фронтального уступа , на который постепенно « наезжают», как гусеница у танка, новые порции потока .
Так, в основании потока формируется прослой лавобрекчии, т.е . обломки лавы, лавой же сцементированные, а его верхнюю часть слагают аа - лавы. Иногда на поверхности аа - лав встречаются шаровидные глыбы - аккреционные лавовые шары, диаметром в 2-3 м , образовавшиеся в результате налипания на глыбу еще вязких кусков лавы, когда глыба перекатывается в верхней части потока .