Типи інтрузивних тіл за глибинами та термальними умовами становлення

До тіл цього типу відносяться мікстити, які сформувалися при активному впливі процесів шар'яжеутворення (див. розд. "Тектоно-гравітаційні покриви"). Серед таких олістостром виділяють: 1) фронтальні, які утворюються перед фронтом пластин, що насуваються, і 2) тилові, які утворюються в тилу надвигів, шар'яжів.

Фронтальні олістостроми(рис. 2.3.5) формуються за рахунок руйнування і розмиву фронтальної частини тектонічних пластин-покривів, що насуваються, за допомогою: 1) обвалення цієї частини покриву шляхом тектонічної дезінтеграції порід алохтона за участі підводного та субаерального вивітрювання, 2) тектонічного дроблення, лущіння (розчленування) і брекчування пластин біля підошви при русі по дну седиментаційного басейну та на границі різних покривів, 3) тектонічного лущіння та брекчування в тілі материнського масиву алохтона з наступним висипанням чи тектонічним видавлюванням брекчій і пластин на донну поверхню.

Олістостроми даного типу з покривами пов'язані поступовими переходами. Зокрема, фіксується наступна послідовність розподілу матеріалу: поблизу покриву концентрується відносно крупно- та навіть гігантськоуламковий матеріал (в його числі можуть бути присутні й олістоплаки), а далі він за рахунок розносу турбідитними потоками поступово замінюється більш дрібноуламковим і тонкоуламковим. Така ж тенденція розподілу матеріалу має місце і по вертикалі: тонкоуламковий матеріал концентрується в нижній частині олістостромових тіл, а більш грубий – у верхній частині таких тіл і особливо біля підошви покриву.

Рис. 2.3.5. Схема формування фронтальної тектоно-гравітаційної олістостроми (за М.Г.Леоновим, 1978). І – автохтон, ІІ – олістострома, ІІІ – алохтон, розчленований на окремі частини, котрі контролюються поперечними (А) та поздовжніми (В) розривами. Б – зони тектонічного брекчування на границі пластин. Стрілками (без літерного позначення) показано напрямки насування тектонічних пластин (праворуч на рисунку) та видавлювання й осипання тектонічних брекчій

Матеріал гравітаційної олістостроми, як правило, представлено продуктами руйнування алохтона (тіла, яке насувається). Серед матеріалу олістостром присутні скупчення (горизонти, шари) осадових брекчій – продуктів перевідкладення тектонічних брекчій, які виносяться або осипаються з алохтона. Цементуючою масою уламків найчастіше служить глинисто-алевритовий матеріал з великою домішкою піщаного та гравійного матеріалу, з характерною для нього турбідитною шаруватістю.

Розмір уламків у брекчіях фронтальних олістостром коливається від 2–3 до 10–15 см, рідко перевищує 1–1,5 м. У свою чергу розмір олістолітів досягає перших та навіть десятків метрів. Крім того, відомі брили-олістоліти розміром до сотень і навіть більше метрів (Крим, Сіхоте-Алінь). Більш того, у флішових відкладах середнього–пізнього карбону Туркестано-Алаю виділено олістоплаки довжиною до 5–7 км при потужності до 200–300 м.

У багатьох випадках подібні олістостроми перекриваються тектонічними покривами.

Тилові олістостроми виникають у тилу покривів на так званих "плечах" – місці первісного вигину. Утворення даного типу, звичайно, представлені монопородними брекчіями з хаотичною, безладною внутрішньою будовою. У них практично відсутня шаруватість. Форма уламків гострокутна, необкатана. Розмір уламків змінюється від перших міліметрів до десятків сантиметрів. Такі брекчії містять брили-олістоліти розміром від перших метрів до 100–200 м. Матрикс таких олістостром складено тонкоподрібненим матеріалом.

Рис. 2.4.5. Стовпчаста подільність y базальтах берестовецької світи (нижній венд) у Придністров'ї

Однак треба застережити, що при визначенні елементів залягання ефузивних порід за флюїдальністю треба обов'язково враховувати те, що остання не завжди паралельна поверхням покривів. Зокрема, іноді вона ускладнюється круговими і навіть спіралеподібними завихреннями, які відображають внутрішню кінематику лавового потоку.

Шаруваті накопичення вулканічного матеріалу.

Такі накопичення складаються продуктами наземної та підводної експлозивної та ефузивно-експлозивної діяльності вулканів.

Наземні накопичення складаються попелом, вулканічним піском, лапілями та бомбами, а в палеовулканічних структурах – зцементованими їх аналогами: туфами, туфобрекчіями та агломератами. У таких накопиченнях матеріал, представлений відносно крупними уламками, концентрується поблизу жерла, а такий дрібноуламковий матеріал відкладається на більшій відстані від жерла. При цьому попільний матеріал може розноситися на значні відстані й відкладатися як на суходолі, так і на дні океанічних просторів разом з осадовим матеріалом. Виникнення шаруватості в цьому випадку пов'язано зі зміною речовинного та гранулометричного складу матеріалу кожного наступного викиду. Подібна шаруватість дуже невитримана по простяганню і має лінзоподібний і навіть переривчастий характер.

Підводні накопичення часто представлені змішаними, осадово-пірокластичними відкладами (туфіти, туфопісковики тощо). Склад порід у гранулометричному відношенні в цьому випадку також залежить від відстані до вулкана. Шаруватість цих накопичень за всіма геометричними характеристиками складених ними шарів наближається до шаруватості осадових тіл.

Наземні частини екструзій.Екструзії подібного типу являють собою тіла, що утворилися при впровадженні на поверхню дуже в'язкої, іноді навіть напівзастиглої лави. Такі тіла нижче денної поверхні переходять у субвулканічні.

Форма наземних частин екструзій залежить від конфігурації жерла. Тому в різних випадках ці тіла мають вигляд куполів, стовпоподібних тіл тощо. Відомим у цьому відношенні є лавовий "обеліск" вулкана Мон-Пеле на о. Мартиніка в Малій Антильській острівній дузі (рис. 2.3.6). Висота його на стадії формування досягала 300 м. Пізніше він зруйнувався.

Екструзії даного типу найчастіше утворюються в'язкими кислими та кисло-середніми лавами. Як правило, у них дуже добре проявлена флюїдальність, котра фіксує напрямок руху лави.

Рис 2.4.6. "Обеліск" вулкана Мон-Пеле (за Х.Растом, 1982)

2.4.2. Субвулканічні тіла

До субвулканічних належать тіла, які виникли при вулканічній діяльності за рахунок лав, що не досягли поверхні й кристалізувалися на незначних (до перших кілометрів) глибинах у каналах, що підводили магму, та невеличких проміжних камерах. Крім того, до цієї групи тіл відносять підземні частини екструзій. Часто (але не завжди) субвулканічні тіла мають прямий зв'язок з ефузивними покривами у вигляді стовпоподібних та дайкоподібних відгалужень на глибину.

Тіла даного типу розрізняються різноманітністю форм, котрі, у свою чергу, визначаються конфігурацією і нахилом відзначених каналів та присутністю на шляху руху магми певних перешкод (наприклад, пачок осадових та інших порід, що залягають горизонтально).

Субвулканічні тіла поділяють на: 1) тіла жерлової фації та 2) екструзивні.

Субвулканічні тіла жерлової фації. Тіла цього типу заліковують канали, по яких підводилася магма до поверхні. Як правило, вони складені дрібнозернистими чи тонкозернистими або навіть напівскловатими породами, а в певних випадках продуктами руйнування цих порід.

Форма субвулканічних тіл даної фації в плані та за падінням повністю визначається конфігурацією та нахилом відзначених каналів. У зв'язку з цим серед субвулканічних тіл жерлової фації виділяють: 1) штоки, 2) дайки, 3) сили та 4) діатреми.

Штоки– це круто- чи вертикальнопадаючі тіла круглої, овальної та іншої більш-менш правильної форми в поперечнику. Подібні тіла, які безпосередньо заліковують жерло, називають неками. Діаметр їх коливається від перших десятків метрів до перших кілометрів.

Дайки (жили) – крутопадаючі та крутонахилені тіла пластоподібної форми, січні відносно елементів стратифікації (шаруватості, сланцюватості тощо) вмісних порід (див. рис. 2.4.1 та 2.4.2). Вони найчастіше заліковують крутопадаючі крупні тріщини, виникнення котрих також тісно пов'язано з формуванням вулканічних апаратів, кальдер. Серед таких дайок за характером орієнтації відносно головного жерла вулкана виділяють радіальні, кільцеві, конусоподібні (нахилені в бік вулканічного жерла чи навпаки) та ін. Характерною рисою субвулканічних тіл даного типу є невитриманість їх морфології та потужності за простяганням і падінням, а також присутність у ряді випадків в їх складі кластичного матеріалу. Потужність дайок найчастіше не перевершує перший десяток метрів.

Сили– пластоподібні тіла, поверхні яких субпаралельні шаруватості вмісних порід. Вони формуються при розтіканні магми вздовж горизонтально залягаючих чи полого нахилених поверхонь нашарування. Виникають унаслідок неспроможності лави подолати перешкоду відзначених поверхонь. Вони часто утворюють багатоповерхові спорудження типу "шаруватого пирога".

Діатреми – трубки вибуху, які виникають при одноактних, але дуже значних за масштабами, експлозіях. Подібні трубки на поверхні облямовуються невисокими валами, складеними шлаками й уламками порід, що потрапили із кратера. Нижче, приблизно до глибини 400-500 м, вони заповнені тонкоперетертими та перем'ятими уламками вулканічних порід (вулканічними брекчіями), ще нижче – базальтами (рис. 2.4.7, а б). У деяких таких трубках присутні кімберліти – брекчії (рис. 2.4.7, в), які складаються із серпентинітового, серпентиніт-карбонатного та іншого їм подібного цементу та уламків вмісних порід, а також порід більш глибоких горизонтів і в тому числі тих, котрі були захоплені магмою в мантії. Такі породи іноді алмазоносні. Крім того, в них зустрічаються піропи та інші мінерали високого тиску та температур.

Рис. 2.4.7. Алмазоносна трубка (діатрема) "Мир" в Якутії (за А.П.Бобрієвичем та ін., 1959) у плані (а) та в розрізі (б): 1 – сильно змінені кімберліти жовтого кольору, 2 – змінені кімберліти зеленого кольору, 3 – слабозмінені кімберліти зелено-чорного кольору, 4 – вмісні карбонатні породи, 5 – останець ("риф") карбонатних порід,

6 – сучасні алювіально-делювіальні відклади; в – звітрилий дрібноуламковий кімберліт із трубки "Мир"

Кластичний матеріал у древніх діатремах часто заміщений так званими синіми глинами.

Екструзії. Цемалоглибинні субвулканічні тіла, що утворюються паралельно з вулканізмом і часто при в'язкому впровадженні магми. Вони відзначаються більшою різноманітністю форм, ніж тіла жерлової фації. Зокрема, серед них розвинено штоки, лаколіти, лополіти, факоліти, тіла неправильної форми. Геометричні характеристики подібних за формою тіл розглядаються в розділі, який стосується інтрузивних тіл.

Екструзивні тіла найчастіше складено середньокислими та кислими магматичними породами. Їх характерною рисою є те, що вони часто несуть структури в'язкої течії – трахітоїдність та флюїдальність (рис. 2.4.8).

Рис. 2.4.8. Воронкоподібна екструзія візейських дацит-ріолітових порфірів у Жамантаському прогині (Південний Казахстан). 1 і 6 – вмісні породи (1 – туфи андезитів, 6 – лавобрекчії дацитів) 2–4 – субвулканічні дацит-ріолітові порфіри (2 – тонкофлюїдальні, 3 – грубофлюїдальні, 4 – масивні), 7 – крихкий розлом

2.4.3. Палеовулканічні споруди

Палеовулканічними спорудами прийнято називати древні (мезозойські, палеозойські, докембрійські) вулкано-субвулканічні утворення, які в тому чи іншому розпізнавальному вигляді зберігалися до теперішнього часу, тобто ідентифікація котрих достатньо достовірна. Як правило, такі споруди сильно денудовані й тому представлені своїми глибокими ерозійними зрізами. У зв'язку з цим в їх будові на одному і тому ж гіпсометричному рівні беруть участь і вулканічні, і субвулканічні тіла, а також певні дислокаційні структури, формування яких було тісно пов'язано з вулканізмом.

Для палеовулканічних структур вельми характерні системи субпаралельних, діагональних, радіальних, концентричних (кільцевих) розломів та відповідних за орієнтуванням субвулканічних дайок (див. рис. 4.5.1) У складних палеовулканах часто розвинено декілька за морфологічними особливостями, а іноді й різних за складом, неків та інших субвулканічних тіл.

Подібного роду утворення ще прийнято називати вулкано-тектонічними. На їх висвітленні ми зупинимося ще раз при розгляді вулкано-тектонічних комплексів.

Інтрузивні (плутонічні) тіла

Інтрузивні тіла утворюються на значних (більше тих, при яких формуються субвулканічні тіла) глибинах і при тривалій кристалізації магми. Їх ще прийнято називати інтрузивами (від лат. intrusio – упровадження) та інтрузіями чи плутонами. Вони, на відміну від субвулканічних тіл, не мають прямого зв'язку з вулканічними тілами. Але в деяких випадках з останніми пов'язані в часі та за сумісним знаходженням у певних тектонічних зонах, а також за особливостями хімічного складу. Такі сполучення прийнято називати вулкано-плутонічними асоціаціями (комплексами).

Інтрузивні тіла складаються зернистими кристалічними породами, від кислих до ультраосновних. Переважають серед них гранітоїдні.

На формування інтрузивних тіл впливають багато факторів, серед яких провідну роль відіграють склад та температура магми і температурні умови та реологічний стан середовища, в якому відбувається становлення інтрузивних тіл. З урахуванням цих та інших факторів інтрузивні тіла типізують за: 1) глибинами (відносно палеоповерхні) або термальними обстановками, в яких відбувалося їх становлення, 2) розмірами, 3) формою (конфігурацією в плані та по падінню), 4) особливостями внутрішньої речовинної будови (змінами по латералі й вертикалі речовинного складу та текстурно-структурних особливостей порід), 5) характером термального і механічного їх впливу на вмісні породи, 6) характером внутрішньої структурної організації (розвитком прототектоніки рідинної та твердої фази).

Частина перерахованих класифікацій (типізацій) тією чи іншою мірою висвітлюється і в даній роботі. Але для зручності сприйняття викладеного матеріалу ті типи інтрузивних тіл, які виділяються з урахуванням термального та механічного впливу магми на вмісне середовище, прототектоніки, а також тектонічних режимів, розглянуто в розд. "Плутоно-тектонічні комплекси".

Типи інтрузивних тіл за глибинами та термальними умовами становлення

Становлення інтрузивних тіл являє собою процес перетворення магми, що заповнила певну камеру, у тверде геологічне тіло з кристалічною структурою порід. Воно відбувається у дві стадії: перша – кристалізація розплаву та перетворення його у тверду гірську породу, друга – остигання твердого інтрузивного тіла до температури вмісних порід.

За глибинами становлення інтрузивні тіла традиційно поділяють на: 1) гіпабісальні – малоглибинні та 2) абісальні – глибинні. Такий поділ ураховує зростання температури вмісного середовища по вертикалі зверху-донизу, яке впливає на швидкість кристалізації магми. Вважається, що породи, які складають гіпабісальні тіла, кристалізувалися швидше за абісальні, і тому мають значно дрібнішу зернисту структуру, ніж останні.

Рис. 2.4.9 Типи інтрузивних тіл гранітоїдів за термальними умовами середовища, в якому відбувалося їх становлення. ЕЗ – епізона, МЗ – мезозона, КЗ – катазона

Формально до гіпабісальних відносять тіла, складені середньозернистими та рідше крупнозернистими породами, а до абісальних – тіла, що складені виключно крупно- та гігантозернистими породами. Подібний поділ не зовсім відповідає реальним співвідношенням структури порід відзначено типу з дійсними глибинами, на яких відбувалося становлення інтрузивних тіл. Сьогодні, наприклад, петрологам та іншим дослідникам добре відомо, що в певних випадках крупнозернисту і навіть гігантозернисту структуру мають породи не тільки абісальних інтрузивів, а й тих, що сформувалися в гіпабісальних умовах. Більше того, переходи дрібнозернистих структур у крупнозернисті спостерігаються навіть у межах одних і тих же масивів.

Тому, мабуть, краще поділяти інтрузивні тіла за температурними умовами та реологічними властивостями середовища, в якому відбувалося їх становлення, без прив'язки цих обстановок до певних фіксованих палеоглибин (рис. 2.4.9). Для такої класифікації зручно вживати поняття про структурно-реологічні обстановки, які використовуються при тектонофаціальному аналізі (див. розд. "Структурно-реологічна розшарованість земної кори"). Зокрема, інтрузивні тіла за відзначеними умовами становлення можна поділити на: 1) епізональні, 2)мезозональніта 3) катазональні. Докладніше ця класифікація розглядається в розд. "Плутоно-дислокаційні комплекси". Тут же коротко відзначимо, що епізональним відповідають інтрузивні тіла, становлення яких відбувалося у відносно холодному (умови нульового метаморфізму) і жорсткому середовищі. У свою чергу мезозональним відповідають інтрузивні тіла, становлення яких відбувалося в термальних умовах зеленосланцевої та епідот-амфібо-літової фації та у відносно пластичному середовищі, а катазональним – тіла, становлення котрих відбувалося в термальних умовах амфіболітової та гранулітової фації метаморфізму і у високопластичному середовищі.

Типи інтрузивних тіл за формою і розмірами

Інтрузивні тіла за розмірамиподіляються на: 1) малі, ширина й довжина котрих у поперечнику не перевищують один кілометр, та 2) великі, параметри яких значно більше малих.

За формою інтрузивні тіла поділяються на: 1) дайки(жили),2) сили, 3) лаколіти, 4) лополіти, 5) факоліти 6) штоки, 7) батоліти та ін.

Дайки. Тіла цього типу мають приблизно ту ж форму, що і розглянуті вище субвулканічні жильні тіла (рис. 2.4.10, а). Але відрізняються від останніх окремими особливостями морфології та характером розповсюдження. Їх поділяють на два наступні підтипи: 1) дайки регіональних поясіві 2) тіла жильної фази.

Рис. 2.4.10. Типи інтрузивних тіл за формою: а – дайки (ліворуч – регіональних поясів, праворуч – жильної фази), б – сили, в – лаколіт, г – лополіт, д – факоліти, е – шток

Дайки регіональних поясів являють собою лінійні надзвичайно витримані за потужністю і, як правило, дуже протяжні крутопадаючі плитоподібні тіла. Вони навіть при потужності в перші метри нерідко витягуються на перші кілометри, а більш потужні – на десятки і навіть сотні кілометрів. Утворені ними пояси нерідко мають регіональне значення і на своєму шляху перетинають різні формаційні зони і в тому числі вулканічні та інтрузивні комплекси. У межах таких поясів ці дайки субпаралельні між собою і, крім того, не знаходять генетичного зв'язку із зустрінутими на їх шляху вулканічними та інтрузивними тілами іншої форми.

Дайки жильної фази (рис. 2.4.11) найчастіше розвинені в межах та поблизу гранітоїдних масивів як інтрузивного, так і неінтрузивного походження. Такі тіла, звичайно, мають складну форму і невитримані за простяганням та падінням, а також за потужністю й кутами падіння. Крім того, вони часто розгалужені.

Рис. 2.4.11. Апліт-пегматоїдні жильні тіла (біле) побузького комплексу в Середньому Побужжі (Український щит)

Морфологія дайок, що розвинені в межах інтрузивних тіл, значною мірою контролюються прототектонікою твердої фази – тріщинними структурами, які виникають при застиганні цих масивів.

Сили. Інтрузивні тіла цього типу мають пластоподібну форму, поверхні котрих субпаралельні шаруватості вмісних порід (рис. 2.4.10, б). Розміри таких тіл коливаються від перших десятків до сотень метрів, а простягатися вони можуть на сотні й більше кілометрів. Зокрема, сили трапових формацій у Східному Сибіру досягають потужності 400 м.

Розвинені такі тіла переважно в епізоні.

Лаколіти.До цих інтрузивних утворень належать невеликі (до перших кілометрів у поперечнику) грибоподібні тіла, границі котрих більш-менш згідні з елементами стратифікації вмісних порід (рис. 2.4.10, в).

Тіла подібної форми дуже поширені в епізоні.

Лополіти. Тіла цього типу мають блюдцеподібну форму. Границі цих тіл також більш-менш узгоджені із заляганням вмісних порід (рис. 2.4.10, г, 2.4.12).

Рис. 2.4.12. Розріз, за даними буріння, діоритового лополіту з ніжкою на родовищі флюориту Таскайнар у Південному Казахстані (за М.В.Лісициним, 1970): 1-3 – нижньокарбонові червоноколірні пісковики (1), гравеліти (2) та алевроліти (3), 4-5 – середньоордовікські мармуризовані вапняки (4) та динамометаморфізовані теригенні породи (5), які утворюють вал, 6 – діоритові порфірити у верхній частині лополіту та діорити у ніжці цього тіла, 8-9 – тектонічні брекчії навколо вапнякового валу й у тому числі зруденілі брекчії (8)

Тіла даного типу в одних випадках мають відносно невеликі розміри, а в інших можуть досягати десятків та навіть сотень квадратних кілометрів. Зокрема, відомий у Західній Європі Бушвельський гранітний лополіт має довжину близько 300 км.

Факоліти. Ценевеличкі інтрузивні тіла, які мають серпоподібнуну форму в розрізі, також певною мірою узгоджену із заляганням вмісних порід (рис. 2.4.10, д).

Штоки. Великі (площею до 100 км² у поперечнику) крутопадаючі тіла трубоподібної чи більш-менш ізометричної в поперечнику форми (рис. 2.4.10, е). Вони характерні для мезозони складчастих поясів.

Батоліти. Дуже великі, площа яких перевищує 100 км², і навіть гігантські інтрузивні тіла, складені гранітоїдами. Один із таких масивів у Кордильєрах Північної Америки простягається майже на 1700 км при ширині 80-100 км. Ще більш великий масив такого типу мають місце в Андах Південної Америки (6000х100 км). До числа відносно невеликих таких масивів належать Коростенський та Уманський на Українському щиті.

Вважається, що батоліти своїми коріннями розповсюджуються до підошви гранітного шару земної кори. У той же час вивчення глибинної будови ряду таких масивів геофізичними методами показало, що частина їх узагалі не має великої потужності та більше того, впродовж 3-10 км поступово виклинюються та перетворюються у пластоподібні тіла (їх називають гарполітами). Що ж стосується дійсно надпотужних батолітів, то припускають, що лише у верхній своїй частині (та і то частково) вони мають інтрузивну природу, тоді як більш глибокі, кореневі їх частини швидше за все являють собою автохтонні (ті, які утворилися на місці) продукти анатектичного чи метасоматичного походження.

Більшість батолітів концентрується у складчастих поясах. При цьому серед них виділяють зіскладчасті (синскладчасті) та постскладчасті (післяскладчасті). Перші майже завжди деформовані й часто реоморфовані (підплавлені з утворенням куполів і діапірових структур – див. розд. "Плутоно-тектонічні комплекси"), а другі різко незгідно розтинають складчасту раму.

Крім відзначених особливостей, на форму інтрузивних тіл, і особливо великих, певною мірою впливає їх положення в тектонічних структурах. Зокрема, у складчастих поясах такі тіла, як правило, витягнуті субпаралельно осям цих поясів, а на платформах вони в плані мають субізометричну неправильну, навіть амебоподібну форму.

Набуття інтрузивними тілами тієї чи іншої форми обов'язково пов'язано із завоюванням магмою відповідного простору. Подібна "агресія" може відбувається шляхом: 1) магморозриву – розширення магмою тріщин, камер, куди вона впроваджується під тиском,2) підняття магмою покрівлі полого залягаючих порід, 3) асиміляції (своєрідного розчинення) порід та 4) обрушення покрівлі вмісних порід.

Правда, треба зауважити, що серед петрологів існують певні сумніви щодо можливості поглинання магмою значних мас, які відповідають розмірам інтрузивних тіл і особливо батолітів. Але цей сумнів деякою мірою знімається відзначеними вище припущеннями, що далеко не всі великі гранітоїдні тіла повністю складені інтрузивними породами.

Контакти інтрузивних тіл

Інтрузивні тіла мають цілий ряд характерних рис, які дозволяють відрізняти їх від тіл, аналогічних за складом, але іншого (анатектичного, метасоматичного тощо) походження. Однією з найбільш важливих таких рис є різкі контакти – границі з вмісними породами (рис. 2.3.13). Різкість контактів підкреслюється стрибкоподібною зміною складу порід, яка відбувається буквально впродовж перших сантиметрів або метрів.

Рис. 2.4.13. Схема контакту інтрузивного тіла: 1 – внутрішня частина інтрузивного тіла, 2 – ендоконтакт (зона загартування), 3 – екзоконтакт (зона ороговикування), 4 – вмісні породи за межами екзоконтакту

Контакти інтрузивних тіл мають наступні особливості.

1 Біля контакту з обох його боків утворюються смуги (зони), у межах котрих відбуваються деякі, так звані приконтактні, петрографічні зміни порід. Внутрішня така смуга, тобто та, яка знаходиться в крайовій частині інтрузивного тіла, називаються ендоконтактом (ендоконтактовою зоною), а зовнішня, у вмісних породах– екзоконтактом (екзоконтактовою зоною). В ендоконтакті розвинено загартування порід (зона загартування), а в екзоконтакті – роговики (зона роговиків).

Загартування порід знаходить свій вираз у зменшенні розміру зерен породоутворюючих мінералів. Наприклад, якщо інтрузивні породи у внутрішній частині інтрузивного тіла мають середньо- або крупнозернисту чи іншу структуру, то біля контакту така структура змінюється більш дрібнозернистою. У дайок, які взагалі мають дрібнозернисту структуру, із самого початку в зоні загартування розвинено тонко- і навіть прихованокристалічні структури. Зумовлюється таке загартування більш швидким остиганням порід інтрузивного тіла біля контакту, де температури завжди нижче, ніж у внутрішніх частинах тіла.

Роговики – це продукти так званого контактового, або термального метаморфізму. Породи, що їм відповідають, характеризуються масивною текстурою та дрібнозернистою, гранобластовою (субізометрична форма зерен і мікромозаїчний малюнок їх розташування) структурою. Такі метаморфічні породи мають певний, тільки для них притаманний мінеральний склад. Докладніше особливості цих порід розглядаються в наступному розділі даної роботи.

Вивчення роговиків надає додаткових можливостей картування інтрузивних тіл. Сама по собі поява цих метаморфічних порід на певному ерозійному зрізі, навіть при відсутності на поверхні інтрузивних порід, свідчить, що інтрузивне тіло знаходиться поряд, на незначній глибині. Визначення ширини ореолів можна використати для встановлення вірогідних розмірів інтрузивного тіла.

Збільшення потужності ореолів на поверхні часто пов'язано з пологим заляганням контактів інтрузивних тіл. Тому за шириною ореолів, з урахуванням складу роговиків, у певних випадках визначають морфологію та положення контакту.

2. Конфігурація контактів у плані та по падінню у дайок і силів прямолінійна, а у тіл іншої форми найчастіше криволінійна. У випадку криволінійності вона супроводжується затоками та додатковими виступами – апофізами.

3. Інтрузивні контакти завжди незгідні щодо шаруватості та взагалі будь-якої іншої стратифікації вмісних порід. Вони можуть бути лише частково просторово узгодженими з останньою, як це має місце у силів, лаколітів, лополітів, факолітів, але в деталях навіть і у цих тіл завжди проявлено структури перетинання контактами шаруватості. У тіл же іншої форми подібна незгідність проявлена повсюдно.

4. В ендоконтактовій зоні інтрузивів і особливо тих, утворення котрих активно супроводжувалося асиміляцією і обрушенням покрівлі, часто зосереджена велика кількість ксенолітів – включень уламків чужорідних порід. В міру віддалення від контакту кількість останніх зменшується, і на певній відстані вони зникають узагалі. Цю особливість використовують для визначення ступенів еродованості інтрузивних тіл.

5. У деяких випадках, при підплавленні інтрузивним тілом вмісних порід, на контакті виникають структури зворотної дії – ефект Седерхольма: підплавлені породи немовби проривають інтрузивне тіло.

В окремих інтрузивних тілах, і особливо лужного складу, на контакті з'являються так звані гібридні породи чи навіть метасоматично змінені породи. Гібридні породи формуються шляхом розплавлення та розчинення інтрузивною магмою вмісних порід. За своїми петрографічними особливостями вони нагадують інтрузивні, але відрізняються від останніх за більшою основністю, надзвичайною нерівномірною зернистістю та насиченістю великою кількістю ксенолітів. Одним із різновидів гібридних утворень є агматити – утворення, в яких уламки вмісних порід цементуються масою відзначеного характеру (гібридною породою). Що ж стосується метасоматично змінених в екзоконтакті порід, то на відміну від гібридних вони не несуть структур, які утворюються після застигання розплаву. Поява таких порід часто пов'язана з виносом із магми лугів, кремнезему та інших речовин-реагентів, які активно хімічно взаємодіють із вмісними породами. Ширина смуг гібридних та метасоматично змінених порід може коливатися від перших до десятків і навіть сотень метрів залежно від розмірів інтрузивних тіл та лужності порід, що складають ці тіла. В інтрузивних тілах, як правило, вони співіснують із роговиками та навіть із зонами загартування порід.

Фази, комплекси інтрузивних тіл та поліхронні масиви

Інтрузивні тіла можуть формуватися за рахунок однієї або багатьох порцій магми, тобто утворюватися за один акт або декілька актів упровадження магми. Такі ін'єкції можуть буди безперервними, або перервними, розділеними певними відрізками часу. Крім того, вони можуть накладатися на раніше вже сформовані й навіть денудовані масиви інтрузивного або іншого походження. У першому випадку формуються поліфазні(багатофазні) інтрузиви, а в другому – поліхронні масиви.

Фази та комплекси. Інтрузивній фазі відповідає окреме тіло, що утворилося за один акт упровадження магми. Таке тіло від аналогічних інших відрізняється за складом та структурою або тільки структурою порід.

Рис. 2.4.14. Поліфазний плутон узунжальського комплексу (ранньокарбоновий) в Південному Казахстані (за Г.А.Сусловим, 1974): 1-4 – вмісні породи (1, 2 – фаменські червоноколірні осадові, 3 – нижньоордовікські теригенні, 4 – верхньокембрійські кременеві), 6-12 – інтрузивні фази (6 – діоритова, 7 – габрова, 8 – монцонітова, 9 – сієнітова, 10 – гранодіоритова, 11 – граносієнітова, 12 – лейкогранітова), 13 – границі геологічних тіл (а – стратиграфічні, б – інтрузивні, в – фазні, г – тектонічні)

Фази утворюють як окремі (однофазні) так і збірні (поліфазні) інтрузивні тіла (рис. 2.4.14). При цьому фази в рамках поліфазних інтрузивних тіл, як правило, пов'язані між собою за віком: утворюються одна за одною без суттєвих перерв у часі, чи, як ще прийнято говорити, за один магматичний (тектоно-магматичний) цикл. Контакти між фазами найчастіше поступові, нечіткі. Такі форми виразу цих границь свідчать про те, що впровадження кожної наступної порції магми відбувалося в гарячий, а може і в неповністю застиглий субстрат. Зближені в часі впровадження немовби підтримували високу температуру, яка суттєво гальмувала застигання масиву і стимулювала розвиток відносно крупнозернистих структур у породах ранніх фаз.

При формуванні поліфазних інтрузивних тіл дещо автономно поводить себе жильна фаза. Остання формується на завершальній стадії магматичного циклу. Відповідні їй жильні тіла накладаються на всі попередні фази, і при цьому використовують прототектоніку твердої фази (тріщинуватість) цих фаз. Відповідні їй жильні тіла, як правило, розповсюджені по всій площі інтрузивного масиву, а також нерідко облямовують його зовні у вигляді систем кільцевих дайок. У гранітоїдах жильна фаза найчастіше представлена аплітами та пегматитами.

Цікаво, що дані радіохронологічного визначення віку поліфазних масивів за породоутворюючими мінералами практично завжди дають одне й теж саме часове значення для всіх, крім жильної, фазам. Подібна одностайність свідчить про те, що температура таких масивів упродовж усього формування не спускалася нижче межі, після якої відбувається "консервування" радіогенних ізотопних систем і "включення" радіогенного годинника.

Як правило, усі фази одного комплексу та відповідного йому тектоно-магматичного циклу відзначаються подібністю за лужністю та іншим хімічними та геохімічним і в тому числі металогенічними особливостями. Цікаво, що кожна наступна фаза представлена більш дрібнозернистими породами і відзначається поступовим збільшенням або зменшенням кислотності порід. При збільшенні кислотності утворюються гомодромні ряди фаз, а при зменшенні – антидромні такі ряди.

Усі фази, включаючи ті, котрі просторово зосереджені або навпаки, розосереджені, але пов'язані між собою в часі та за петрографічними і хімічними особливостями, утворюють інтрузивні (плутонічні) комплекси, а у випадках, коли вони таким саме чином пов'язані з продуктами вулканізму – вулкано-плутонічні асоціації (комплекси).

Поліхронні масиви.Масиви цього типу, на відміну від поліфазних, складаються з різновікових інтрузивних, а в певних випадках і неінтрузивних гранітоїдних утворень. Вони характерні для щитів древніх платформ та сіалічних (із добре розвиненим гранітним шаром) ділянок складчастих областей.

На Українському щиті до співтовариства поліхронних масивів потрапляють гранітоїди, віку від пізньоархейських до рифейських (існує точка зору, що і палеозойських). В інших районах, наприклад, таких як каледоніди та герциніди Казахстану і Уралу, деякі поліхронні масиви об'єднують у собі реоморфовані (підплавлені та переміщені у вигляді в'язких мас) плагіогранітоїди рифейського віку і типові інтрузивні гранітоїди ранньо- та середньопалеозойського, а в певних випадках і пізньопалеозойського віку. Вважається, що подібне співзнаходження різновікових утворень у поліхронних масивах є наслідком тривалої тектонічної активності земної кори на ділянках відзначеного типу.

2.4.4.5. Принципи та методи визначення віку інтрузивних тіл

Інтрузивні тіла, як й інші геологічні тіла, займаючи певний простір, знаходяться і в певному віковому співвідношенні із вмісними породами. При цьому вони завжди молодше тих порід, які проривають, і древніше тих, якими вони перекриваються!

Інтрузивні породи являють собою чудовий матеріал для визначення абсолютного віку практично всіма радіохронологічними методами. Крім того, вони відзначаються досить стійкими петрохімічними особливостями, які дозволяють порівнювати ці особливості з породами інших інтрузивних тіл.

Виходячи з відзначеного, використовуються наступні методи і засоби визначення віку інтрузивних тіл:

1. Вивчення контактів із вмісними породами і визначення нижньої вікової межі за відносно наймолодшою вмісною породою, а верхньої вікової межі – за відносно найдревнішою породою, яка інтрузивне тіло перекриває.

2. Визначення абсолютного віку порід радіохронологічними (радіоізотопними) методами. Для гранітоїдів використовують калій-аргоновий, уран- і торій-свинцевий, свинцево-ізохронний, рубідій-стронцієвий та інші подібні методи. При цьому вік інтрузивних тіл визначається як за породою в цілому, так і за окремими породоутворюючими та акцесорними мінералами, а в деяких випадках навіть і за мінеральними включеннями. З останніх найчастіше використовують циркони. Цей мінерал відзначається надзвичайною стійкістю до плавлення і тому може переходити з однієї породи в іншу шляхом нарощування нових мікрооболонок навколо первинного зерна після кожного чергового плавлення та застигання магми. Спеціальними дуже тонкими методами ці оболонки вилучаються. При цьому за матеріалом зовнішньої мікрооболонки визначають абсолютний вік інтрузивної породи, а проміжних оболонок та ядра – вік порід, з яких була виплавлена магма, похідна для даного інтрузивного тіла.

3. Визначення відносного віку інтрузивного тіла шляхом порівняння (кореляції) петрографічних і петрохімічних, а також геохімічних особливостей порід, що його складають, з аналогічними інтрузивними утвореннями, вік яких уже визначено.