Геология. Метаморфічні тіла

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.

Геология. Метаморфічні тіла

До метаморфічних відносяться тіла, складені породами, що утворилися по породах будь-якого типу (осадового, магматичного та іншого) внаслідок впливу на них високих температур і тиску, а також флюїдів (води, вуглекислоти, гарячих розчинів лугів, кальцію, фтору, сірки та інших речовин) та в певних випадках деформацій. Кінцевим продуктом подібного впливу є утворення метаморфічних порід з якісно новим мінеральним складом (мінеральними парагенезисами) та текстурно-структурними особливостями, пристосованими (рівноважними) до умов, що викликаються відзначеним впливом.

Вважається, що метаморфічні перетворення відбуваються при температурах в інтервалі від 150–200° (деякі дослідники піднімають цей поріг до 300–350°) до температури плавлення (від 680–700° і значно більше, залежно від складу порід та тиску) і при тиску від перших до 1200 мПа. При перевищенні відзначеного верхнього порога температур такі перетворення можуть супроводжуватися плавленням – анатексисом.

Залежно від ролі відзначених факторів або переважання одного з них виділять наступні типи метаморфізму:1) контактовий (термальний), 2) дислокаційний (динамометаморфізм), 3) регіональний, 4) ультраметаморфізм, 5) метасоматоз та гранітизація. Крім того, виділяють ще ударний метаморфізм, який викликається надвисоким тиском при падінні на землю великих метеоритів.

З кожним цим типом метаморфізму пов'язано формування відповідних за речовинним складом (мінеральними парагенезисами) і внутрішньою будовою метаморфічних тіл. Розглянемо характеристики найбільш поширених таких тіл.

2.5.1. Тіла порід контактового метаморфізму

Тіла порід контактового метаморфізму утворюються внаслідок температурного впливу гарячих інтрузивних тіл (спочатку магми, а потім твердої маси, яка утворилася після кристалізації цієї магми), на вмісні породи. Найбільш типові такі продукти називаються роговиками.

Серед роговиків залежно від температури, при якій вони формувалися, та відповідного цій температурі мінерального складу виділяють санідинові, піроксенові, амфіболові, кордієрит-андалузитові та інші типи (фації). Склад цих порід змінюється по латералі відповідно до зміни температури навколо гарячого інтрузивного тіла. Зокрема, безпосередньо біля контакту, де проявлена найвища температура, у складі цих порід присутні, або навіть домінують такі високотемпературні мінерали, як санідин, піроксен, кордієрит та андалузит і, крім того, ці породи мають масивну текстуру та рівномірнозернисту, гранобластову (її ще називають роговиковою) структуру. Далі від контакту, синхронно зі зниженням температури, відзначені мінерали поступово змінюються амфіболом та біотитом, а останні ще далі від контакту – хлоритом і мусковітом. Причому такі поступові мінеральні зміни супроводжуються появою спочатку порфіробластичних текстур (наприклад, зменшення кількості кордієриту й андалузиту синхронно супроводжується різким збільшенням розмірів зерен та кристалів цих мінералів), а на найбільш віддалених від контакту ділянках – розвитком плямистих текстур, які утворюються гніздоподібними скупченнями хлориту і мусковіту (плямисті роговики).

Тіла роговиків концентруються у вигляді оболонок-ореолів навколо інтрузивних тіл. Ширина цих тіл визначається початковою температурою магми та кількістю тепла, яке спроможно передати інтрузивне тіло вмісним породам і, крім того, залежить від вихідної температури та розмірів цих тіл, а також від температури вмісних порід. Наприклад, мінімальна ширина зони роговиків – від перших сантиметрів до перших метрів – має місце в екзоконтакті дайок, тоді як навколо великих масивів вона може досягати сотень метрів, а біля батолітів – навіть перших кілометрів. Цікаво, що найбільш потужні подібні ореоли роговиків розвинені навколо так званих гіпабісальних інтрузивних масивів, формування яких відбувалося в досить холодному вмісному середовищі (епізона). У той же час ореоли подібного типу пригнічені або взагалі відсутні біля інтрузивних тіл, теплове становлення котрих відбувалося у значно більш розігрітому, порівняно з попереднім, вмісному середовищі (мезозона та частково катазона).

2.5.2. Тіла продуктів динамометаморфізму та регіонального метаморфізму

Регіональний метаморфізм, на відміну від контактового, зумовлюється впливом на гірські породи високих температур та тиску за участі відзначених флюїдів, а динамометаморфізм, крім того, – стресовими навантаженнями та пов'язаними з ним пластичними деформаціями (своєрідною в'язкою течією гірських порід). Регіональний метаморфізм проявляється на значних територіях, охоплюючи значні частини земної кори по вертикалі, а динамометаморфізм локалізується на ділянках стресових навантажень.

Зміна тиску і температури (Р-Т умов) та флюїдних режимів, а також зростання чи зменшення стресових навантажень приводять до утворення відповідних цим змінам мінеральних парагенезисів (мінеральних асоціацій). Таким парагенезисам з урахуванням температури, тиску, характеру стресових навантажень та флюїдних режимів відповідають певні фації метаморфізму. Серед останніх виділяють зеленосланцеву, епідот-амфіболітову, амфіболітові, гранулітову та ін.

2.5.2.1. Тіла метаморфічних порід зеленосланцевої фації

Тіла метаморфічних порід зеленосланцевої фації формуються при відносно низьких температурах (практично від 100–150° і до 500–550°) та низьких тисках, але за активної участі стресових навантажень. Зокрема, авторський досвід вивчення цієї фації у складчастих областях палеозоїд Казахстану (Паталаха, Лукієнко, Дербєньов, 1987) засвідчив, що її формування тісно пов'язано з кліважною зсувною течією гірських порід.

Фація зелених сланців поділяється на ряд субфацій, серед яких найбільш поширені серицитова, мусковітова, мусковіт-альбітова, хлоритова, хлорит-серицитова, хлорит-актинолітова, біотитова.

Тіла, що утворені метаморфічними породами зеленосланцевої фації, як правило, мають пластинчастоподібну форму, яка за падінням і простяганням контролюється в'язкими кліважними розломами (див. розд. "Кліваж" та "В'язкі розломи"). Потужність таких тіл коливається від перших десятків метрів до десятків кілометрів.

Текстура порід розглянутої фації найчастіше сланцювата. Вона відіграє роль своєрідної, вторинної шаруватості та її елементи залягання визначають просторове положення відповідних тіл у цілому.

2.5.2.2. Тіла метаморфічних порід епідот-амфіболітової та амфіболітової фації

Тіла метаморфічних порід епідот-амфіболітової та амфіболітової фації формуються при температурах від 500–550 до 650–700° і при тиску, що відповідає глибинам від перших до 30 (а, можливо, і більше) кілометрів. Індекс-мінералами цих фацій є польові шпати, рогова обманка, дистен і кіаніт, ставроліт, гранати (альмандин) та деякі інші. Серед відповідних цим фаціям порід найбільш поширені кристалосланці, гнейси і амфіболіти.

Кристалосланці – дрібно- та середньозернисті породи, які складаються з мусковіту, біотиту, а також амфіболу. Такі породи часто містять гранати, середні та основні плагіоклази, а також можуть мати у своєму складі, залежно від того, по яких породах вони утворилися, відзначені вище інші мінерали.

Гнейси від сланців відрізняються більшим розміром зернистості та меншим вмістом слюди і темноколірних мінералів. Вони, звичайно, складені кварцом і польовими шпатами. У них також можуть бути присутні гранати та інші відзначені вище мінерали.

Породи даного типу, залежно від того, за рахунок яких вихідних порід вони утворилися, поділяють на ортогнейси (по магматичних породах) та парагнейси (по осадових породах)

Амфіболіти являють собою темно-зелені та навіть зеленувато-чорні породи, складені переважно (на 50% і більше) роговою обманкою, а також середнім-основним плагіоклазом, за участі біотиту, епідоту, гранату та інших мінералів. Ці породи за тими ж принципами, що і гнейси, поділяють на ортоамфіболіти (виникли по магматичних породах середнього та основного складу) і параамфіболіти (виникли по осадових породах глинисто-карбонатного складу).

Тіла, що складені метаморфічними породами епідот-амфі­болітової та амфіболітової фацій, тією чи іншою мірою використовують форму, розміри та первинну внутрішню стратифікацію (шаруватість, смугастість та інші подібні елементи) тих осадових і магматичних порід, по яких вони утворилися. Такі успадковані форми називаються тіньовими (рис. 2.5.1). Вони зберігаються тільки при метаморфізмі, який відбувався без суттєвих стресових навантажень. У цьому випадку запозичуються і первинні, і вторинні (наприклад, типу дометаморфічних складчастих) форми залягання вихідних тіл. Склад первинних шарів та інших мікро- та мезотіл осадових порід адекватно відбивається у складі та текстурах і структурах метаморфічних порід. Саме таким чином у метаморфічних тілах відбивається петрографічна неоднорідність висхідних для них осадових чи магматичних порід.

Цікаво, що метаморфічні породи, які сформувалися в літостатичних умовах, як правило, не несуть лінійно- і план-паралельних структур, тобто сланцюватості. У той же час метаморфічні породи, що утворилися в динамічних умовах, тобто при дії стресових навантажень і відповідно на фоні пластичних деформацій, обов'язково несуть орієнтовані структури типу кристалізаційної сланцюватості. Більше того, ці породи утворюють тіла, форма залягання яких завжди вторинна за відношенням до тіл, за рахунок яких вони утворилися. Первинна стратифікація в такій ситуації не зберігається, і навпаки, утворюється вторинна, тобто тектонічна стратифікація. Спеціально питання про орієнтовані структури метаморфічних порід розглядаються нижче в розділах, які стосуються дислокаційних структур.

У складі первинно та вторинно стратифікованих метаморфічних товщ виділяють горизонти, світи, серії та інші стратиграфічні підрозділи за тими ж принципами, які застосовуються для осадових тіл. Крім того, часто такі окремі великі підрозділи з урахуванням фаціальної приналежності порід, що їх складають, об'єднуються в метаморфічні комплекси – сукупність метаморфічних тіл, що пов'язані між собою в часі й просторово.

Рис. 2.5.1. Тіньова шаруватість у метаморфічних породах амфіболітової фації біломорської серії на Балтійському щиті (фото К.А.Шуркіна, 1984). Являє собою тонке перешарування біотитових, біотит-амфіболових, мфіболітових та цоїзітумісних гнейсів (сіре) і параамфіболітів (тонкі майже чорні прошарки)

2.5.2.3. Тіла метаморфічних порід гранулітової фації

Тіла метаморфічних порід гранулітової фації утворюються при температурах більше 650–700° і при дуже високому тиску. Вони створюються породами, що майже позбавлені водовмісних мінералів (слюд, рогових обманок тощо) і головним чином складаються з кварцу, ортоклазу, середнього-основного плагіоклазу, гранату (або замість останнього – кіаніту, силіманіту) та піроксену.

Дуже характерними для даної фації є піроксенові грануліти та чарнокіти. Перші утворюються по магматичних породах основного складу, а другі – по кислих магматичних та осадових глинистих, піщано-глинистих породах і складаються з кварцу, калієвого польового шпату, кислого плагіоклазу, гіперстену та нерідко гранату.

Тіла метаморфічних порід цієї фації мають ті ж особливості внутрішньої будови, що й розглянутої вище епідот-амфіболітової та амфіболітової. Вони залежно від тектонічних умов метаморфізму несуть або тіньові структури, або кристалізаційну сланцюватість. Але остання розвинена слабкіше, аніж у породах амфіболітової фації.

Метаморфічні тіла даної фації на сучасному ерозійному зрізі зустрічаються переважно на древніх щитах та виступах древнього фундаменту молодих складчастих областей серед вторинно стратифікованих метаморфічних порід більш низьких ступенів.