Внутреннее строение расслоенных интрузивов

К числу расслоенных интрузий относят те интрузивы, которые удовлетворяют хотя бы одному из ниже перечисленных условий:

1) наличие серии выдержанных слоёв, согласно залегающих один на другом без секущих взаимоотношений и без закалённых краевых оторочек (ритмическая расслоенность);

2) систематические изменения состава минералов (твёрдые растворы), однозначно связанные с положением в разрезе интрузива (скрытая расслоенность).

Рис. 4.21. Схема строения затвердевающего интрузива. 1 – главный объём расплава; 2 – зона кристаллизации; 3 – затвердевшие части интрузива; 4 – зона закалки; 5 – очаги остаточного расплава; 6 – затвердевшие жильные породы; 7 – вмещающие породы; 8 – конвекционные токи.	Рис. 4.22. Принципиальная схема строения расслоенного интрузива. 1 – зона закалки; 2 – краевая серия (I – нижняя группа, II – боковая группа, III – верхняя группа); 3 – центральная (расслоенная) серия; 4 – зона термального воздействия интрузива; 5 – вмещающие породы.

При характеристике внутреннего строения расслоенных интрузивов (рис. 4.21, 4.22) необходимо выделить три группы пород: 1) зону закалки; 2) краевую группу пород (породы внешней оболочки); 3) расслоенную группу пород (породы ядерной части). Породы краевой группы в свою очередь по местоположению подразделяют на верхние, боковые и нижние. Между расслоенной и верхней краевой группой располагается промежуточный горизонт.

Зона закалки, как отмечалось выше, небольшая по мощности, представлена мелкозернистыми породами, соответствующие по составу исходной магме.

Краевая группа пород подразделяется на верхнюю группу, боковую и нижнюю (рис. 4.22). Верхняя краевая группа пород осложняется гетерогенностью, которая обусловлена многочисленными включениями вмещающих пород и пластовыми телами гранофиров и микропегматитов. Между верхней краевой группой и расслоенной серией может быть промежуточный («сандвичев») горизонт. Направления изменения кумулуса в расслоенной и в верхней краевой группе имеют встречный характер, отражая их формирование от стенок камеры к единому структурному центру – промежуточному горизонту. Он образуется на самой поздней стадии становления интрузива и поэтому представлен породами с наиболее низкотемпературными минеральными ассоциациями без кумулятивных структур. Боковая краевая группа обычно состоит из двух частей – внешней и внутренней, различающихся по строению и составу пород. Породы внешней части образованы из недифференцированной мантии, а кристаллы, например, плагиоклаза могут быть вытянуты длинными осями внутрь массива. Породы внутренней зоны могут быть сопоставимы с породами расслоенной группы, в них может быть полосчатость течения, обычно субпараллельная внешнему контакту интрузива. Контакт между боковой краевой и расслоенной группами представляет собой зону перехода мощностью от 1 м и более. Породы расслоенной группы у контакта с боковой в зоне мощностью до 100 м характеризуются максимальными наклонами слоёв, иногда с нарушением их залегания. Нижняя краевая группа, расположена в основании массива, имеет небольшую мощность и характеризуется маломощной зоной закалки и расслоенной зоной с субгоризонтальным расположением слоёв.

Рис. 4.23. Схема внутреннего строения (а) и разреза (б) Шельтингского расслоенного плутона, по В.В.Солодкевичу (1978). 1 – закалённая краевая фация; 2 – краевые группы; 3 – расслоенная группа; 4 – «сандвичев» горизонт; 5-10 – пачки переслаивания (5 – дунитов и перидотитов, 6 – перидотитов и пироксенитов, 7 – пироксенитов, 8 – норитов и габброноритов, 9 – габброноритов и габбро, 10 – габбро и габбродиоритов); 11 – границы крупных мегаритмов плутона; 12 – направленность формирования плутона; I, II, III – мегаритмы.

Расслоенная группа

Для расслоенной группы, особенно для её нижних и средних горизонтов, типично проявление макро- и микрорасслоенности (рис. 4.22, 4.23). Нередко интервал расслоенных пород состоит из сотен и тысяч слоёв. Расслоенность обусловлена переменным количеством одних и тех же породообразующих минералов в вертикальном разрезе. У смежных слоёв нередко наблюдаются чрезвычайно резкие различия количественно-минерального состава при относительно однородном или постепенно изменяющемся составе внутри слоя.

Следовательно, расслоенность можно представить в виде серии гомогенных единиц, разделённых плоскостными границами. В тектонически-ненарушенных интрузивах границы почти горизонтальны в центральных частях массива и наклонены внутрь массива в его краевых частях. Чем ближе к боковой группе, тем наклон слоёв круче. Слои могут прослеживаться параллельно друг другу на огромные расстояния, многие в пределах всего массива.

 

По характеру размещения минералов в слоях различают два рода ритмов. В ритмах I рода темноцветные минералы внутри полосы распределены равномерно и оба контакта обладают одинаковой резкостью или постепенностью переходов к лейкократовым прослоям. В ритмах II рода темноцветные минералы внутри полосы распределены неравномерно. Один из контактов резкий, другой – постепенный. Резкий контакт отвечает основанию ритма. От основания к кровле ритма содержание темноцветных минералов, а нередко, и их размер постепенно уменьшаются. Среди ритмов II рода выделяются две разновидности: 1 – непрерывные ритмы, обладающие полной параллельностью в ритмах и границах между ними; 2 – прерывистые ритмы – при общей субпараллельности полос в различных ритмах основания ритмов не параллельны, а образуют глубокие карманы в кровлевую часть нижележащего ритма. Прерывистые ритмы встречаются значительно реже, чем непрерывные.

В зависимости от мощности слоёв ритма выделяют макроритмичную расслоенность (от первых метров до десятков метров), мезоритмичную (от десятков сантиметров до первых метров) и микроритмичную (мощности слоёв от нескольких миллиметров до 10 сантиметров).

Расслоенную группу при изучении расчленяют на петрографические разновидности, ритмические единицы и зоны.

Петрографические разновидности выделяются на основании количественно-минералогического состава пород, а также по их структурным особенностям, например, ортокумулаты, адкумулаты, мезокумулат и гетерокумулаты по Л.Р.Вейджеру (Wager, 1960)и аккумулаты (Upton, 1961). Выявление различных типов кумулатов помогает яснее представить этапы и условия протекания процесса кристаллизации магмы.

Кумулаты (от латинского слова cumulus – куча, кучное скопление) – продукты аккумуляции минералов того или иного состава, представляющие фракции производных ранней кристаллизации магмы. В кумулатах различаются кумулы, или зёрна минералов, продуктов ранней кристаллизации магмы, и интеркумуляционный расплав, кристаллизующийся в промежутках между кумулами. Кристаллизация интеркумуляционного расплава может продолжаться долгое время в течение большого интервала температур. Скопления кумул – кумулаты – могут образовывать слои течения мощностью в несколько десятков метров. По мере кристаллизации изменяется не только состав кумул, но и остаточной интеркумуляционной жидкости, последняя нередко приближается к составу гранофиров (кварцевых порфиров).

Ортокумулаты – породы, состоящие из скоплений (или кумул) одного минерала и продуктов интеркумуляционного расплава. В ортокумулатах постоянное взаимодействие кумул с интеркумуляционным остаточным расплавом (т.е., реакции между жидкой фазой и кристаллами) приводит к формированию зональности в строении минералов.

К адкумулатам относятся такие кумулаты, в которых в результате диффузии происходил обмен веществом между интеркумуляционным расплавом и магмой, в результате чего интеркумуляционный расплав сохранялся постоянным, а кумулы характеризуются однородным (не зональным) сложением. Адкумулаты могут образоваться также в результате выжимания интеркумуляционного расплава в процессе движений, что способствует предотвращению реакций между кумулами и интеркумуляционным остаточным расплавом.

Мезокумулаты занимают промежуточное положение между ортокумулатами и адкумулатами.

Гетерокумулаты сходны с адкумулатами, т.е. образуются в результате диффузии вещества из магмы, но отличаются тем, что интеркумуляционный расплав кристаллизуется при более высокой температуре с образованием пойкилитовой структуры (крупные кристаллы высокотемпературного минерала цементируют кумулы другого минерала).

Аккумулат – порода, состоящая только из кумула, представленного одним минералом (мономинеральная порода, например, анортозит).

В ритмитах кумулаты различного состава в виде слоёв течения светлого и тёмного цветов часто чередуются между собой. Светлый и тёмный слои течения составляют один ритм.

Выделение ритмических единиц основывается на легко различимом признаке – повышенной концентрации наиболее высокотемпературного кумулативного минерала в их основании и более низкотемпературного – в их верхах, а также увеличение количества интреркумулативного материала вверх по разрезу. Повторение одинаковых наборов пород во многих ритмах расслоенной группы свидетельствует о многократной повторяемости условий кристаллизации магматического расплава. Всю ритмическую серию лучше называть как кумулат определенного минерального состава. Кумулативные минералы в определении породы следует перечислять в порядке увеличения их количества, например, оливин-бронзит-плагиоклазовый кумулат – ритмическая единица, в которой преобладает плагиоклаз.

Части разреза расслоенной группы, в которых формировались определённые минералы кристаллического осадка или их ассоциации, называются зонами (мегаритмами). Наилучшими признаками для разделения расслоенной группы на зоны служит появление и исчезновение кумулативных минеральных фаз.

Для объяснения происхождения полосчатости предложено много гипотез. Главнейшие из них составляют три группы:

1. Ликвационные гипотезы – расщепление однородной магмы в жидком состоянии (до кристаллизации первых твёрдых фаз) на две или несколько несмешивающихся жидкостей и кристаллизация из них полос разного состава.

2. Гипотезы кристаллизационной дифференциации с фракционированием твёрдых фаз. Существо их состоит в отделении и концентрации выделившихся из магмы кристаллов и образовании из них полос разного состава. В эту категорию включаются процессы:

а) осаждения или всплывания кристаллов (гравитационная дифференциация);

б) образования скоплений кристаллов в процессе движения магмы (кинематическая дифференциация);

в) всплывания кристаллов с одновременным движением не в вертикальном направлении (гравитационно-кинематическая дифференциация).

3. Гипотеза затвердевания, по которой главнейшее значение имеет температурный фактор, а кристаллизация происходит в условиях полностью изолированной магматической камеры.

В качестве основных причин, приводящих к кристаллизационной дифференциации можно назвать переохлаждение расплава, диффузия магмы, изменение теплового режима, конвекционные токи и гравитация.