Формы залегания интрузивных магматических горных пород.

Лекция №7

Формы залегания магматических, метаморфических и вулканических пород и тел.

Формы залегания интрузивных магматических горных пород. Формы залегания эффузивных магматических горных пород. Формы залегания метаморфических горных пород

 

Формы залегания интрузивных магматических горных пород.

 

Интрузивные породы в земной коре развиты чрезвычайно широко. Они сосредоточены преимущественно в фундамент! древних платформ и в складчатых областях, но слабо развиты или вообще отсутствуют в платформенном чехле.

85% всех интрузивных пород сложено гранитондами, 10% приходится на долю средних нормальных и щелочных по составу горных пород. Основные и ультраосновные породы составляют не более 3 -5%.

Возраст основной массы обнаженных на поверхности гранитоидов древний, допозднепротерозойский; значительные площади гранитоиды слагают в байкальской и фанерозойской складчатых областях; однако чем моложе складчатая область, тем меньшее количество и меньшие по размерам интрузивные массивы в них обнажены.

Это явление отчасти можно объяснить меньшей глубиной эрозионного среза молодых складчатых областей, а, возможно также и последовательным перемещением во времени уровня гранитообразования на большие глубины в связи с прогрессивным падением температуры земной коры.

Весьма разнообразны размеры и формы массивов, сложенные интрузивными породами. Их размеры меняются от сотен километров в поперечнике до тел шириной не более десятков сантиметров; каждый интрузивный массив имеет собственную неповторяющуюся форму как в горизонтальном, так и в вертикальном сечении.

Приведенная ниже систематика массивов, отражающая их размеры, форму и отчасти состав, условна и носит формальный характер, но она удобна тем, что каждый из выделенных типов массива обладает некоторыми общими чертами строения. При этой учтены многие специфические особенности условий формирования массивов ультраосновных пород, описание которых обособлено oт характеристики массивов иного состава.

Среди интрузивных тел в порядке убывания их размеров выделяются следующие типы: ареал-плутоны, батолиты, штоки, лакколиты, лополиты, факолиты, магматические диапиры, дайки, интрузивные залежи (силлы), апофизы (языки).

Ареал-плутоны. Ареал-плутоны представляют собой огромные по площади массивы гранитов и гранитогнейсов, не имеющих определенных очертаний, с поперечными размерами в сотни километров. Распространены они в архейском и нижнепротерозойском фундаменте древних платформ на Алданском, Украинском щитах, в Карелии и других областях. Вмещающие их глубокометаморфические толщи встречаются также в виде участков неправильной формы внутри массивов или в их краевых частях. Внешние границы ареал-плутонов неправильные и нередко крайне прихотливые - своих очертаниях.

Ареал-плутоны формируются при неоднократно повторяющихся этапах интрузивной деятельности. Большое значение при этом имеют процессы гранитизации протоосадочных и протометаморфических комплексов в условиях незначительных глубин и очень высоких температур приповерхностных частей архейской и нижнепротерозойской земной коры. В более поздние периоды истории формирования коры подобные условия отсутствовали.

Батолиты. Батолитами называются крупные массивы интрузивных пород, сложенные главным образом гранитами и гранодиоритами, имеющими площадь выхода на поверхность более 100 км².

Рис. Гранитный батолит, по В, Эммоису

Размеры батолитов могут быть очень большими и достигать сотен километров в длину и десятков километров в ширину. Известны овальные и округлые батолиты с размерами в многие десятки километров.

Наиболее крупные из батолитов сосредоточены в областях байкальской и палеозойской складчатости. Их контакты с вмещающими породами всегда горячие и секущие. Они могут быть ровными, волнистыми, бугорчатыми, зазубренными или иметь вид различного рода ветвлений.

Верхняя поверхность батолитов обычно обладает плавными пологими очертаниями, нарушаемыми многочисленными куполовидными выступами различной формы. Боковые поверхности батолитов имеют сложное строение. Нередко они наклонены в стороны от центральных частей массива; встречаются также вертикальные боковые поверхности и поверхности, наклоненные к центру батолитов. Менее ясно строение нижнего ограничения батолитов. Геофизические данные показывают, что вертикальные размеры батолитов Чаще составляют 6—10 км. Ниже располагается неровная граница с вмещающими породами, нередко имеющая вид суживающегося книзу корневидного канала. Таким образом, батолиты либо свекловидны с узким подводящим каналом, отходящим вниз от центральной части дна массива (батолиты центрального типа), либо языкоподобны, причем в этом случае подводя щий канал расположен.сбоку (батолиты трещинного или щелевого типа).

Породы, вмещающие батолит, на контакте с интрузивными образованиями носят явные следы проплавления, и их слоистость как бы обрезается интрузивными контактами. Однако в более общем плане нередко удается уловить отчетливые следы механического воздействия магмы на окружающие толщи. Это выражается в изгибе осей складок в плане параллельно границам боковых поверхностей батолитов, в появлении разрывов и иных деформаций, указывающих на раздвижение пород в стороны и вверх.

Рис. Характер контактовых поверхностей, по В.А. Апродову. а —ровный; б— волнистый; в — глыбовый; г — зазубренный; д — апофизный; е — послойно-инъекционный. 1 — гранит; 2 — вмещающие породы; 3 —контактово-изменённые породы.

До настоящего времени еще не решена проблема пространства, занимаемого батолитами. Наибольшим признанием среди геологов пользуются три точки зрения. Согласно одной из них, пространство при формировании батолитов образуется за счет обрушения кровли. Обломки кровли, падая в поднимающуюся магму, тонут в ней и постепенно растворяются. По второй гипотезе, породы, сквозь которые поднимается магма, постепенно растворяются и ассимилируются магмой. За счет растворения вмещающих пород у контактов батолитов образуются различные гибридные (смешанные) интрузивные породы. Наконец, согласно третьей точке зрения, магма, внедряясь в земную кору, приподнимает ее на обширных площадях, не нарушая отдельных структур. Образующиеся батолиты располагаются между комплексами пород, различающихся характером развитой в них складчатости и степенью метаморфизма (межформационные батолиты). Помимо изложенных точек зрения, существуют представления о гранитизации, предполагающие образование гранитных батолитов путем переработки глубинными растворами и парами осадочных пород, остающихся на месте. Высказанные выше мнения следует дополнить соображениями о механизме образования батолитов.

Глубокие крутые разломы в земной коре создают благоприятные условия для продвижения вдоль них магматических расплавов Насыщенная газами магма под влиянием внутреннего давления и вследствие меньшей плотности по сравнению с окружающими породами станет перемещаться вверх от магматического очага.

Рис. Идеализированные поперечные разрезы интрузивных массивов щелевого (а) и центрального (б) типов.

А — интрузивный массив; В — вмещающие породы; а — «пробковая» часть массива; б — «подпробковое» расширение; в — подводящий канал; 1 — породы центральной части массива; 2 — краевой части массива; 3 — эндоконтактовой зоны

Рис. Раннекаменноугольный гранитный батолит среди палеозойского складчатого комплекса (Средний Урал). Сплошные линии — оси антиклиналей

 

Магма при достижении верхних частей земной коры в результате изменения внешнего давления и потери летучих компонентов будет становиться более вязкой. Дегазация и охлаждение приведут к затвердению магмы, закупорке подводящего канала с образованием у его верхнего конца «пробки». Последняя будет препятствовать продвижению магмы вверх. При этом перемещение магматических расплавов из более глубоких зон земной коры может продолжаться, и они станут нагнетаться в подпробковое пространство.

Не имея возможности перемещаться вверх, расплавы распространяются в стороны и образуют грибообразное расширение, суживающееся вниз до размеров подводящего канала. Перемещению магмы в стороны будет способствовать ослабление бокового сопротивления со стороны окружающих пород в верхних частях земной коры.

Вполне вероятно предположение, что возникновение грибообразного расширения в верхней части интрузивного тела могло сопровождаться раздвижением вмещающих пород в стороны и вверх с частичной их ассимиляцией, что в отдельных случаях coздает условия для нагнетания магмы не только в подпробковое, ж и в надпробковое и боковые пространства. Магма при своем движении может полностью отторгать от вмещающих пород значительные по размерам участки, которые вследствие большой плотности будут в ней тонуть, освобождая место для вновь поступающих магматических расплавов.

Рис. Лакколиты, по М Биллингсу

Штоками называются интрузивные тела, сложенные пpeимущественно гранитоидами и имеющие площадь выхода на поверхность менее 100 км². Форма штоков округлая пли вытянутая, изредка неправильная.

Штоки могут образовывать самостоятельные массивы и тогда характеризуются всеми чертами строения, свойственными батолитам. Очень часто они представляют собой неглубоко вскрытые эрозией верхние выступы гранитных батолитов или тела в виде куполов и гребней, ответвляющихся от кровли или боковых поверхностей, скрытых на глубине интрузивных массивов.

Лакколитами называются небольшие (до 3—6 км в поперечнике) грибообразные тела, границы которых согласны с поверхностями слоистости вмещающих их пород. Лакколиты являются распространенной формой гипабиссальных интрузий. Они образуются в результате нагнетания магмы в межпластовые или межформационные пространства. Верхние слои, покрывающие лакколиты, подвергаются интенсивному механическому воздействию магмы и обычно изогнуты в соответствии с контурами лакколита. Высота лакколита чаще меньше их горизонтальной длины, а толщина уменьшается к периферии. Образование лакколитов происходит вблизи земной поверхности.

Лополитами называются блюдцеобразные тела, залегающие согласно с вмещающими породами, образованные главным образом основными, ультраосновными или щелочными породами и реже гранитоидами. Размеры лополитов различны. Они образуют небольшие залежи и огромные тела в сотни километров в поперечнике. Лополит Бушвельда, например, имеет длину окодо 300 км.

Рис. Схематический геологический разрез Бушвельдского лополита, по А, Дю Тойту. 1 — породы основания трансваальской системы, иньецированные силлами диабазов (черное); 2—норит; 3 —гранит; 4 — породы кровли Ройбергской группы; 5 — Пиландсбергский вулканический центр; 6—Спицконское вулканическое жерло; 7- кимберлитовая трубка

 

Факолитами называются небольшие интрузии, имеющие серповидную форму в разрезе. Они образуются в ядрах антиклинальных или реже синклинальных складок. Мощность факолитов измеряется сотнями, в редких случаях тысячами метров. Магма, образующая факолиты, внедряется в ослабленные участка между слоями в замках складок. Наиболее благоприятны для образования факолитов участки с крутым погружением шарнира.

Магматические диапиры принадлежат к гипабиссальным вертикальным или крутым интрузиям. Они характеризуются резко вытянутой веретенообразной или грушевидной формой в плане и в разрезе, относительно небольшими размерами (от десятков метров до нескольких километров) и секущими контактами с вмещающими породами. Магматические диапиры при своем образовании вызывают в окружающих толщах появление разрывов и интенсивные смятия и сами внедряются в ослабленные участки земной коры, вдоль разрывов и крупных трещин.

Дайки, часто не вполне правильно называемые также жилами, представляют собой плитообразные тела, размещающиеся в трещинах земной коры. Они могут быть выполнены различными по составу породами как интрузивными, так и эффузивными. Размеры даек очень различны. На Алдане описана сложенная габбро-диабазом дайка длиной более 100 км и мощностью до 250 м. В Зимбабве известна дайка, заполняющая раздвиг, вытянутая на 540 км и имеющая мощность от 3 до 13 км. Однако большая часть даек имеет длины в сотни или десятки метров при мощности.

Силлы - плитообразные тела, залегающие параллельно напластованию вмещающих пород. Толщина силлов колеблется от нескольких сантиметров до сотен метров, а площадь распространения достигает десятков тысяч квадратных километров. Чаще всего встречаются силлы, сложенные основными породами. Встречаются в осадочном чехле платформ.

Они могут образовываться в период накопления осадков, но они могут формироваться и позже образования вмещающих осадочных толщ: их появление в таких случаях происходит в обстановке интенсивной вулканической деятельности.

Нередко межслойные инъекции магмы образуют серию залежей, расположенных одна над другой и соединенных друг с другом ответвлениями, секущими вмещающие породы. Подобные залежи, сложенные обычно габбро-диабазами, широко развиты в залегающих почти горизонтально континентальных пермских и каменноугольных породах Сибирской платформы. Не всегда легко отличить интрузивную залежь от излившихся пород (слоев застывших лав). Следует иметь в виду, что интрузивная залежь моложе пород кровли и почвы, в то время как потоки застывшей лавы моложе подстилающих пород, но древнее пород кровли. Наиболее надежными признаками, указывающими на принадлежности пород к интрузивной залежи, служат контактовые изменения вмещающих породах у кровли и подошвы интрузивного тела и оторочка закала, а также присутствие тонких жилок и ответвлений (апофиз) в породах кровли.

Апофизы (языки) предстали лягот собой небольшие, слепо зам канчивающиеся ответвления от крупных магматических тел.

Рис. Интрузивные залежи (силлы) в разрезе

 

Приведенные выше формы интрузивных тел гранитного состава по отношению к слоистости вмещающих их пород делятся на две группы: согласные и несогласные.

 

Ограничивающие поверхности у согласных интрузий параллельны слоистости. Несогласные интрузии прорывают вмещающие слоистые толщи, и их контакты имеют отличную от слоистости форму и иное залегание. К согласным интрузиям относятся: лакколиты, факолиты, интрузивные залежи; к несогласным — батолиты, штоки, некки, жилы.

В общей структуре складчатых областей интрузии занимают различное положение. Они могут быть ориентированы согласно с общим направлением складок, как, например, на Урале, где все более или менее крупные гранитные батолиты вытянуты в соответствии с ориентировкой складчатости. В других случаях крупные интрузии — батолиты и штоки — расположены поперек или очень редко под углом к общему направлению складчатых сооружений.

Массивы, сложенные ультраосновными и сопровождающими их основными породами, редко достигают значительных размеров. Обычно их максимальный поперечник меньше 10 км. На поверхности они образуют крайне неправильные тела с многочисленными ответвлениями во вмещающие толщи, секущие и согласные линзы и дайки. Таким же непостоянством отличаются массивы ультрабазитов и в вертикальных разрезах. Почти всегда отмечается ясная приуроченность ультраосновных пород к зонам крупных разрывов. Нередко тела ультрабазитов вытягиваются в цепочки вдоль разломов, составляя пояса протяженностью в сотни и даже тысячи километров. Ярким примером может служить пояс ультрабазитовых тел в средней части Уральского хребта в зоне Уральского глубинного разлома.

Условия формирования массивов ультраосновных пород далеко не ясны. Прежде всего необходимо отметить большое непостоянство их физических свойств. Свежие, неизмененные пироксениты и габбро по своей твердости мало отличаются от гранитов, однако процесс серпентинизации, обычно в той или иной степени развитый в этих породах, резко повышает их пластичность, а серпентиниты по своим физическим свойствам близки к гипсам. Это обстоятельство создает благоприятные условия для выжимания и перемещения серпентинитов вместе с участками слабосерпентизированных или неизмененных пород в верхние структурные этажи вдоль зон глубинных разломов и иных структур с повышенной проницаемостью в земной коре. Возникающие при движении серпентинитов контакты с вмещающими породами носят тектонический характер и напоминают границы, обрамляющие пластичные ядра соляных куполов, а сам процесс перемещения магматических пород в холодном состоянии сквозь окружающие толщи получил название «протрузивного» процесса.

При изучении ультраосновных пород следует иметь в виду, что процесс серпентинизации сопровождается увеличением их объема, а это приводит к образованию очень сложных пластических и разрывных деформаций внутри самих массивов.

Многочисленные данные об абсолютном возрасте ультраосновных пород, распространенных в различных областях, показывают принадлежность многих из них к наиболее ранним породам земной коры (архей).

Все это создает впечатление о вторичном, протрузивном положении ультрабазитов среди пород палеозоя и мезозоя. Одни исследователи полагают, что выжимание ультраосновных пород вверх происходит по вертикальным или крутонаклонным зонам, по мнению других, серпентиниты способствуют образованию крупных покровных структур в земной коре и сосредоточены вдоль горизонтальных или пологих поверхностей волочения.

Изучение контактовых ореолов. Внедряющаяся магма всегда воздействует на окружаю­щие породы. Под влиянием выделяющихся из нее паров и газов и высокой температуры вмещающие толщи изменяются и перекри-сталлизовываются с образованием роговиков, скарнов и других контактово-метаморфических пород, причем степень этого изменения постепенно убывает при удалении от контакта интрузии. ширина зон контактов измененных пород (экзоконтактовые зоны) у различных интрузий и даже у одной и той же интрузии бывает неодинакова. Наиболее широкие ореолы контактового метаморфизма, достигающие 1—3 км, развиваются вокруг интрузий гранитов, тогда как у интрузий среднего и основного состава ширина часто не превышает одного или нескольких метров. Мощность контактовых ореолов над кровлей интрузивных тел почти всегда больше, чем у их боковых поверхностей. Контактово-измененные породы неодинаковы и в значительной степени зависят от первоначального состава вмещающих толщ.

Следует обращать.внимание на контактовые изменения в самих интрузивных породах (эндоконтактовые зоны). Они могут выражаться в появлении мелкозернистых разностей пород, а также пород более кислого или основного состава. В одних случаях мощность и характер эндоконтактовых изменений сохраняются на всем протяжении контактовой зоны, в других, наоборот, они неодинаковы на различных участках контакта интрузии.

Контуры выхода интрузивного тела на поверхность зависят не только от его формы, но и в значительной степени от глубины эрозионного среза. При неглубоком срезе обнажаются лишь штоки, окруженные широким ореолом контактово-измененных пород. Большая глубина приводит к появлению на поверхности небольших батолитов и отдельных штоков с oбщей зоной контактового метаморфизма; при глубоком срезе вмещающие породы сохраняются лишь во вдавленности кровли батолита, а в результате дальнейшей эрозии на oгромных пространствах оказываются обнаженными одни лишь гранитоиды.

Картирование ореолов контактово-измененных пород нередко позволяет высказать предположение о форме интрузивных массивов, скрытых на глубине. При одинаковой ширине зоны контактового метаморфизма поверхность массива наклонена в разные стороны приблизительно под одним и тем же углом. Если ширина контакта в измененных пород в одном направлении резко увеличивается, интрузивное тело под этим расширением залегает более полого, чем на тех участках, где зона измеленных пород имеет меньшую ширину.

 

Рис. Зависимость ширины ореола контактово-метаморфических пород от формы интрузивного тела

В тех случаях, когда крупный интрузивный массив и расположенные вблизи него небольшие штоки окружены общей зоной контактово-метаморфических пород, наиболее вероятно объединение па глубине крупного массива и мелких штоков в единый массив.

Прототектоника интрузивов (первично-магматическая тектоника). Изучение обстановки, при которой интрудирует магма, и понимание процессов формирования интрузивного тела чрезвычайно важны для объяснения условий размещения месторождений полезных ископаемых, заключенных в пределах интрузий и в окружающих их породах.

Большую помощь в решении этих вопросов оказывает изучение внутренней структуры интрузивов и, прежде всего, таких элементов, которые отражают этап остывания и затвердевания магмы при превращении ее в интрузивную горную породу. К этим элементам относятся распределение и ориентировка в породе отдельных минералов в интрузивном массиве, возникающих в еще не затвердевшей магме, а также трещины и ряд других, менее существенных явлений, образующихся в отвердевшем, остывающем массиве. Вce эти явления объединяются под общим названием прототектоники или первичной тектоники интрузива.

 

1. Прототектоника жидкой фазы. Закономерная ориентировка минералов в интрузивах обусловливает появление в ниx первичных полосчатых и линейных текстур, отражающих динамические условия и направление течения внедряющейся магмы.

Полосчатые текстуры течения. Первичные полосчатые текстуры характеризуются послойным чередованием пород различного состава или чередованием полос, обогащенных каким-либо одним или несколькими минералами, например слюдой, кварцем, ротовой обманкой, полевым шпатом и т. д. Мощность полос колеблется от нескольких.миллиметров до десятков и сотен метров.

Первичная полосчатость наблюдается в породах разнообразного состава, но наиболее часто и резко она выражена в основных и щелочных породах. Полосы обычно сохраняют параллельность, и при изгибании одной полосы согласно с ней изогнуты и соседние.

В зависимости от структуры интрузива первичная полосчатость может принимать горизонтальное, наклонное или вертикальное положение.

Внешнее сходство первично расслоенных пород интрузива щ слоистыми осадочными породами позволяет успешно применяя для изучения структуры интрузива те же приемы, что и для осадочных толщ. Структура первично расслоенного массива наиболее четко видна на разрезах вкрест простирания полосчатости. Составление разрезов первично полосчатых интрузивов — один из важнейших приемов их изучения.

Не менее важно изучение пространственного расположения первичной полосчатости. Результаты наблюдений над первичной полосчатостью наносятся на геологическую карту с помощью особых значков.

Полосчатость в интрузиях может проявляться различно. Встречаются интрузии, в которых первичная расслоенность повсеместно хорошо выражена; однако чаще встречаются интрузии, в которым расслоенными оказываются лишь краевые части, и, наконец, бывают интрузии, в которых структуры течения отсутствуют.

Линейные текстуры течения. Параллельно-линейные текстуры течения характеризуются параллельным расположением игольчатых или удлинённо-призматических и таблитчатых кристаллов (слюды, роговых обманок, пироксена и др.), шлиров и ксенолитов.

Параллельно-линейная текстура обнаруживается не только в породах, содержащих игольчатые или призматические минералы, но нередко хорошо видна и в породах с изометрическим сложением. В таких случаях линейная текстура выражается в параллельно-линейном расположении шлировых скоплений. Шлиры имеют форму лент, полос, линз и слагаются различными минералами: слюдой, роговой обманкой, пироксеном, полевыми шпатами, кварцем и др. Иногда в породе наблюдается несколько систем шлиров, пересекающих одна другую; в таких случаях можно судить о различных по времени направлениях течения магмы.

Если в породах видны следы течения, линейно ориентированное расположение приобретают не только отдельные минералы, но и ксенолиты вмещающих пород, которые своими длинными осями располагаются вдоль направления течения.

Линейность, подобно первичной полосчатости, может занимать различное положение в пространстве: горизонтальное, вертикальное, наклонное. В тех случаях, когда полосчатость и линейность выражены отчетливо, линейность располагается параллельно первичной полосчатости. Положение линейности в пространстве замеряется горным компасом и наносится на геологическую карту с помощью условных знаков.

Возникновение первичной полосчатости и линейности Н.А.Елисеев объясняет следующим образом. В период формирования интрузива магма в течение некоторого промежутка времени находится в таком состоянии, когда одновременно существуют жидкая составляющая и взвешенные в ней выделившиеся твердые кристаллы. При движении такой взвеси твердые части ее, согласно законам гидромеханики, приобретают ориентированное расположение в пространстве. Вследствие трения при движении о стенки вмещающих пород и внутреннего трения взвеси возникает анизотропия (т.е. закономерное ориентированное расположение составных элементов) как в строении горных пород, так и интрузива в целом.

Первичная полосчатость располагается параллельно поверхно­сти контакта. Линии течения всегда совпадают с направлением максимального "растяжения магматических масс в период течения. Линейность располагается параллельно направлению течения.

Первичная полосчатость и линейность нередко отчетливо развиты в дайках интрузивных пород, в которых они обычно ориентированы параллельно ограничивающим дайки поверхностям.

 

 

 

Рис. Схемы структурных типов интрузивных массивов в плане, по Р. Блоку, а— купол полос течения; б — свод полос течения (центральная часть тела состоит из массивных пород); в — купол линий течения; г — свод линий течения

 

Описанные выше первичные элементы образуют характерные узоры. Р. Блок, изучавший батолиты, имеющие от 16 до 32 км в поперечнике, указывает, что среди них встречаются четыре основных типа: массивы, в которых слои течения образуют купола (купола из слоев течения), массивы со сводами (арками) из слоев течения, массивы с куполами линий течения и массивы со сводами линий течения.

2. Прототектоника твердой фазы. После кристаллизации и отвердевания магмы возникшие породы остывают медленно и длительное время остаются горячими. В эту фазу формирования интрузивных массивов в них проявляются первичные трещины. Уменьшение объема вызывает появление объемных стягивающих напряжений, равносильных растяжению породы внешними силами. Это растяжение компенсируется образованием трещин в интрузивном теле, размещение и частота которых определяются анизотропией, вызванной структурами течения.

В зависимости от ориентировки структур течения большая часть исследователей, изучавших трещиноватость в горных породах, вслед за Г. Клоосом выделяют поперечные, продольные, пластовые и диагональные трещины.

1. Поперечные трещины, (трещины Q Клооса) развиваются нормально к ориентировке структур течения; они относительно прямые, с грубыми шероховатыми поверхностями. В краевых частях массивов поперечные трещины выражены лучше. В центральных их частях, где ориентированные структуры течения обычно развиты очень слабо или отсутствуют, поперечные трещины нередко совершенно исчезают.

При изменении направления структур течения поперечные трещины также меняют свою ориентировку, сохраняя по отношении к ним нормальное положение. Поперечные трещины всегда в той или иной степени приоткрыты и с механической точки зрения могут быть интерпретированы как трещины отрыва, возникающие в результате растяжения в направлении, перпендикулярном к простиранию трещин. По-видимому, они образуются на ранней стадии остывания интрузивных пород и к ним очень часто бывают приурочены кварцевые, аплитовые, пегматитовые и прочие жилы или корочки минералов — хлорита, мусковита, пирита, флюорита и др.

 

Рис. Главные типы трещин в батолите, по Г. Клоосу. Q — поперечные; S — продольные; L — пологолежащие; STR — диагональные трещины; F —линейные структуры; А — дайки аплитов

 

2. Продольные трещины (трещины S Клооса) расположены по простиранию линейных структур течения. Они ровнее, менее ясно выражены, чем поперечные трещины, и короче их. Раздвинуты продольные трещины обычно меньше, чем поперечные, но так же часто бывают минерализованы и заключают различные жилы, что указывает на их образование раньше полного остывания магматического очага. Продольные трещины в основном вертикальны либо круто наклонны и меняют свое простирание вместе с изменением простирания структур течения.

3. Пластовые трещины (L) образуются в верхних и боковых частях интрузий. Они обычно совпадают с поверхностью первичной полосчатости и перпендикулярны к трещинам Q и S. Трещины полого залегают в верхних частях массивов, где первичная полосчатость также пологая, и становится более крутыми близ крутых контактов. В общем пластовые трещины более или менее параллельны внешним контактам массива и там, где они хороша развиты, создают в массивах отдельность, вдоль которой породы легко отслаиваются.

Параллельность трещин L границам массива бывает обычно хорошо выражена лишь вблизи пологих контактов кровли. У крутых и вертикальных боковых поверхностей массива она нередко нарушается и пластовые трещины располагаются по отношению к ним под тем или иным углом. Особенно часты подобные соотношения в интрузивных массивах, застывших на небольшой глубине и имеющих крутые боковые контакты. В таких случаях пластовые трещины развиваются в соответствии с расположением изотерм понижения температур остывающего массива. Близкие по ориентировке направления трещиноватости отмечаются в таких случаях и в окружающих массив вмещающих породах.

Пластовые трещины играют существенную роль в формировании рельефа, с ними часто совпадают склоны возвышенностей. Помимо сокращения объема при остывании массива для образования пластовых трещин могут иметь значение различия в нагрузке налегающих пород и неодинаковая скорость остывания верхних частей интрузива. С пластовыми трещинами часто бывают связаны жилы горных пород и минералов.

 

Рис. Блок-диаграмма части батолита. М —краевые трещины, иногда с инъекциями аплита; F — слоя течения и полосчатость; L — линейные структуры течения; Q — поперечные трещины, иногда с инъекциями эплита; Str - диагональные трещины. Во вмещающих породах развита сланцеватость, параллельная контакту с гранитными

 

4. Диагональные трещины располагаются косо к направлению структур течения, однако образуются они далеко не всегда. Обычно эти трещины крутые и в механическом смысле могут быть истолкованы как трещины скалывания, возникающие под воздействием горизонтального или вертикального давления.

Диагональные трещины располагаются по двум направлений пересекающимся под прямым или меньшим углом; нередко двух направлений преимущественное развитие приобретает только одно, в то время как трещины другого направления встречаются редко. Диагональные трещины выполняются дайками аплитов, лампрофиров, гранит-порфиров и других пород, а также гидротермальными жилами. По ним часто развиваются более поздние перемещения, оставляющие на поверхности трещин штрихи и зеркала скольжения.

Помимо перечисленных типов трещин первичной отдельности в краевых частях некоторых интрузивных массивов, как указывает Г, Клоос, развивается группа 5. краевых трещин. Эти трещины часто заполняются жилами аплитов, пегматитов или кварца либо остаются незаполненными, располагаясь под некоторым углом к первичной полосчатости и падают вглубь массива под углом 20—45⁰. Видимо, они возникают как трещины растяжения и отражают, по мнению Г. Клооса, стремление магмы продвинуться вверх при интенсивном сопротивлении вмещающих пород. С краевыми трещинами связано образование жильных серий, приуроченных к контактовым зонам массива. К ним бывают приурочены также более поздние взбросы.

Кроме описанных выше первичных структур после формирования интрузий в них нередко развиваются вторичные наложенные структуры, выражающиеся в появлении гнейсовидности, раздробленности и смещений по разрывам. Вторичные структуры могут в значительной степени затушевывать первичные структурные элементы и затруднять их выявление. Развиваясь под влиянием позднейших тектонических движений, вторичные структуры могут иметь региональный характер, тогда они обладают многими общими чертами со структурами толщ, вмещающих интрузии, или же могут проявляться лишь на отдельных участках массива, имея местный характер.

Особо должны быть отмечены крупные, очень хорошо заметные трещины, развитые на поверхности интрузивных тел, возникающие в результате некоторого расширения («разваливания») массивов при снятии с них нагрузки вмещающих пород, уничтожаемых процессами денудации. Такие трещины развиваются вдоль прототектонических структур или более поздних разрывов и продолжаются во вмещающие породы в пределы зон контактового метаморфизма. Будучи прямолинейными, хорошо разработанными и четко выраженными на аэрофотоснимках, эти поверхностные трещины нередко ошибочно принимают за первичные структуры или разрывы.

Состав интрузивных массивов. Изучение разнообразия пород, слагающих интрузивные массы, их распределения на площади и в пространстве, последовательности образования и позднейшей эволюции представляет важную и сложную задачу полевых исследований.

При изучении состава интрузивного тела прежде всего необходимо обратить внимание на число интрузивных фаз, приведших к его формированию. В этом случае следует различать простые или однофазные интрузивы и интрузивы, возникшие при неоднократно повторяющихся внедрениях магмы, приводивших либо к увеличению площади ранее образовавшегося тела, либо к его частичному переплавлению и изменению первоначального состава (гибридизации).

Разнообразие петрографического состава в простом однофазном интрузиве может быть вызвано несколькими процессами. Из них наиболее важными нужно считать дифференциацию и ассимиляцию. Явление дифференциации заключается в разделении еще не остывшей магмы по составу под влиянием конвекционных потоков, гравитационно-кристаллизационных процессов (погружение выделившихся тяжелых минералов и их новое плавление) и некоторых других причин. Дифференциация приводит к появлению в краевых (эндоконтактовых) зонах интрузий более основных пород (например, в интрузиях гранитов - гранодиоритов, диоритов, габбро). Такие участки оконтуриваются на карте или разрезах, изучается их внутренняя тектоника.

Явление дифференциации может вызвать появление более основных или кислых пород около корней вдавленностей кровли, образование шлиров, флюидальных и полосчатых текстур). Необходимо тщательно проследить флюидальность и полосчатость как по простиранию, так и вкрест простирания и выявить соотношения разнообразных полос пород.

С процессами дифференциации связаны такие явления, как пневматолитовая и гидротермальные стадии автометаморфизма (образование грейзенов и других пород), играющие важную роль в оруденении интрузивных пород и образовании нерудных полезных ископаемых.

Явление ассимиляции заключается в изменении первоначального состава магмы под влиянием расплавленных в ней боковых вмещающих пород или пород кровли, приводящем к образованию пород непостоянного состава, отличающихся от пород, слагающих основную часть массива. Различают явления ассимиляции, возникающие лишь в краевых частях массива (у боковых стенок или у кровли) и распространенные по всей площади интрузии. На активную роль ассимиляции в образовании пород указывают обычно присутствие в интрузии большого количества оплавленных или почти полностью растворенных обломков боковых пород (ксенолитов) и появление густой сети инъекций магмы во вмещающие породы. Зоны проявления процессов ассимиляций должны быть оконтурены и выделены на карте. При невозможности оконтуривания этих зон ограничиваются детальным изучением отдельных разрезов.

В многофазных интрузивах возможны случаи согласного и несогласного прорыва молодой интрузией пород предшествовавшей фазы. В первом случае наблюдается совпадение в ориентировке прототектонических элементов пород обеих фаз; во втором ориентировка первичной тектоники пород ранней фазы нарушается контактом более поздних пород.

В контактовой зоне разновозрастных интрузий необходимо провести тщательные наблюдения за контактовым воздействием более поздней породы на ранее образовавшуюся, что может быть выражено появлением мелкозернистых или крупнозернистых структур, флюидальности и полосчатости, появлением инъекций, апофиз и т. д.

В многофазных интрузиях следует стремиться к установлению основных фаз, образующих большую часть интрузии, и дополни тельных. В дополнительных фазах интрузивные породы более мелкозернистые и кислые по сравнению с породами основной фазы.

Следует иметь в виду, что порода каждой из фаз, в свою очередь, может испытать явления гибридизма, дифференциации и ассимиляции.

Дайки изверженных пород генетически могут быть связаны с эффузивной деятельностью, крупными интрузиями или являться независимыми, самостоятельными образованиями. Дайки первой группы обычно представляют собой корни покровов лав. Также дайки возникают одновременно с образованием эффузивов и имеют переходы к покровам.

Дайки, связанные с интрузивными процессами, пространственно приурочены к интрузивным массивам или их экзоконтактовым ореолам.

Возраст интрузий. Широкое распространение получили методы определения абсолютного возраста интрузивных пород, основанные на количественном определении продуктов распада радиоактивных элементов, содержащихся в минералах, слагающих интрузивную породу.

Среди методов определения абсолютного возраста пород чаще пользуются свинцово-изотопным и рубидий-стронциевым методами. Менее надежен калий-аргоновый метод, основанный на определении продуктов распада калия (для установления абсолютного возраста калий-аргоновым методом необходимо иметь не менее 25 г роговой обманки или биотита или 100 г калиевого полевого шпата).

Не меньшее значение имеет определение относительного; возраста пород, основанное на сопоставлении времени образования интрузива с возрастом вмещающих пород. Взаимоотношения интрузии с окружающими породами могут быть выражены или активным воздействием интрузии на вмещающие породы, или трансгрессивным перекрытием размытой поверхности интрузивного массива последующими отложениями. Активный контакт указывает на более молодой возраст интрузии относительно возраста вмещающих пород. Характерными признаками активного контакта являются:

а) присутствие в интрузии обломков измененных окружающих пород;

б) наличие апофиз, отходящих от интрузии во вмещающие породы;

в) перекристаллизация и другие изменения вмещающих пород под влиянием контактового метаморфизма.

При трансгрессивном залегании осадочных или вулканогенных отложений на размытой эрозией поверхности интрузива (при холодном контакте) описанные явления, свойственные активному контакту, отсутствуют. В таких случаях в самых нижних базальных слоях трансгрессивно залегающих толщ всегда присутствуют продукты разрушения интрузивной породы в виде глыб, гальки или отдельных минералов.

 

рис. Гранитный массив, прорывающий отложения нижнего карбона и трансгрессивно перекрытый отложениями нижней юры.

 

 

Трансгрессивное залегание более молодых образований на поверхности интрузий может быть замаскировано рядом явлений. Между поверхностью интрузии и осадочными толщами с явно слоистым строением могут располагаться мощные погребенные делювиально-аллювиальные образования, состоящие из разрушенных пород интрузии, которые легко принять за тектоническую брекчию или интрузивную породу.

Очень сложны контакты между интрузивными породами и излившимися на их поверхность лавами.

 

Последние заполняют все углубления на поверхности интрузии, проникают в них по трещинам,цементируют отдельные обломки и прочные брекчии, имеющие вид «орешника».

Неровные, зазубренные и извилистые границы между интрузивными породами и застывшими лавами и затеки лавы по трещинам легко принять за доказательство активного контакта или за жилы.

При определении возраста интрузий необходимо учитывать историю геологического развития данной области. Так, например, в Алайском хребте по взаимоотношениям гранитов с породами нижнего карбона и нижней юры намечается широкий интервал между ранним карбоном и ранней юрой. Однако учитывая, что складкообразовательные движения и интрузивная деятельность в Алайском хребте в интенсивной форме проявились в карбоне и перми, есть все основания относить время интрузии к позднему палеозою, а не к триасу. Указанием на верхний возрастной предел внедрения интрузий может также служить появление обломков интрузивных пород или слагающих их минералов в относительно более молодых осадочных толщах.

При установлении возраста ультраосновных пород необходимо иметь в виду, что последние обычно не имеют секущих контактов с вмещающими породами и заметных зон контактового метаморфизма. Поэтому для выявления верхней возрастной границы ультраосновных пород следует тщательно изучить продукты их размыва: в конгломератах возможно нахождение галек, а в более мелкозернистых классических породах — иных продуктов их разрушения.

Значительные трудности возникают при определении возраста двух контактирующих между собой разновозрастных интрузий. В этом случае наиболее важно установить наличие апофиз молодой интрузии в более древней. Иногда удается обнаружить срезание первичной полосчатости и линейности древней интрузии границами более молодого интрузивного тела.

Если образовавшиеся в различное время интрузии не имеют непосредственного соприкосновения, их относительный возраст может быть в отдельных случаях установлен по взаимоотношению даек и жил, сопровождающих каждую из интрузии. Для этого прежде всего должна быть установлена генетическая связь между различными по составу дайками и интрузиями и найдены пункты с пересечениями даек. Взаимоотношения даек в местах их пересечения могут быть распространены на генетически связанные с ними интрузивные массивы.

Глубина и некоторые условия формирования гранитных батолитов. Многочисленные литературные данные относительно глубины формирования интрузий указывают на наименьшую глубину образования кислых пород абиссального облика —1,5—2 км. При меньшей глубине возможно образование лишь гипабиссальных интрузивных кислых пород. До настоящего времени не приведено ни одного достоверного случая перехода интрузивных абиссальный пород в застывшие лавовые потоки. Это говорит об обособленности интрузивного процесса от эффузивного и о существовании определенных условий, вызывающих при интрузии магмы затвердевание ее на указанных глубинах и препятствующих продвижению в более верхние горизонты или излиянию на поверхность. Такими причинами могут быть быстрое выделение паров и газов и падение температуры внедряющейся магмы на глубине 1,5—2 км, вызывающие образование достаточно мощного слоя затвердевшей раскристаллизованной породы, которая образует своеобразную пробку, препятствующую дальнейшему перемещению магматических расплавов вверх.

Это объяснение может быть наиболее приемлемым при условии крайне медленного продвижения внедряющейся магмы вверх сквозь толщу земной коры. Есть основание полагать, что скорость движения магмы в интрузивном процессе соизмеряется с продолжительностью эпох и целых периодов. Известны также гранитные батолиты, которые формировались на протяжении очень длительного времени, в несколько фаз интрузивной деятельности. Время образования таких многофазных интрузий в Центральном Казахстане растягивается от ордовика до девона включительно. При том изменяется и состав интрузирующей магмы: начальные ее фазы характеризуются более основным составом (гранодиориты), конечные — более кислым (лейкократоновые граниты).

Образование подпробковых расширений происходит далеко не всегда. Наиболее благоприятные условия для этого возникают над наклонными каналами, но которым магма выводится вверх, связанными с разрывами или структурами с повышенной проницаемостью.

Перемещение магматических очагов вверх, происходившее в результате собственного давления и существования в земной коре проницаемых участков, может быть обусловлено разностью в плотности между относительно легкой магмой, насыщенной парами и газами, и окружающими ее более тяжелыми породами, подобно тому, как это наблюдается при образовании соляных куполов. На примерах последних хорошо известно, что ядро купола, состоящее из легких пластичных пород, по мере перемещения его вверх приобретает все более округлую форму. Это объясняется принципом затраты наименьшей работы при преодолении ядром трения окружающих пород. Аналогичные условия существуют, по-видимому, и при интрузивном процессе, и именно этим объясняются округлая и овальная формы многих массивов (интрузивные тела центрального типа). Можно полагать, что подводящий канал таких тел расположен вертикально либо крутонаклонно. Не исключена возможность, что поднимающаяся вверх магма может вообще потерять связь с магматическим очагом и образовавшееся интрузивное тело не будет иметь корней; высокая температура в нем будет поддерживаться за счет выделения тепла при кристаллизации слагающих массив минералов.

В зависимости от глубины эрозионного среза боковые поверхности интрузивных тел центрального типа могут иметь различное строение. Если он неглубок и вскрыта только верхняя часть массива, поверхности контакта окажутся пологими и направленными в стороны под вмещающие породы. Там, где эрозионный срез достиг центральной части массива, контакты могут быть крутыми или вертикальными, а при срезе до нижней части массива или до уровня подводящего канала контакты нередко круто наклонены к центральной части массива. При этом имеют в виду общие контуры контактов, а не отдельные их участки.

Много неясных вопросов возникает при восстановлении пород, покрывающих гранитные массивы во время их формирования. Зачастую крупные батолиты (на Северо-Востоке нашей страны, в Казахстане и других районах) занимают в рельефе господствующее положение и поверхность их современного эрозионного среза гипсометрически находится значительно выше тех пород, которые могли бы служить кровлей. Нередки случаи, когда породы, которые должны были бы прикрывать внедрявшуюся магму сверху (с минимальной мощностью 1,5—2 км), в районах развития батолитов вообще установить не удается.

В последние годы высказываются предположения о гравитационном всплывании гранитных массивов после их формирования. Так, упоминавшийся выше пермский гранитный Бектауатинский массив в Центральном Казахстане, по расчетам Н.Б. Глуховской, переместился вверх в виде куполообразного вздутия в мезозое и кайнозое не менее чем на 1 км,

Рис. Взаимоотношение современного рельефа и гранитоидных тел (Север Восточный край), по В.А. Баландину. Индексами обозначен возраст эрозионно-денудационных уровней; стрелкой — направления смещения массива гранитоидов.