Елементи залягання

Шовноскладчасті комплекси

Шовноскладчасті комплекси (шовна складчастість) являють собою лінійні зосередження (великі зони) вертикальних та крутонахилених крихко-в'язких та в'язких розломів і пов'язаних з ними складчастих та інших структур. Ці комплекси певною мірою паралелізується з так званою геосинклінальною складчастістю, під якою традиційно розуміють складчасті структури, що виникли на місці лінійних (геосинклінальних) прогинів при горизонтальному стисненні.

Певні поняття про шовну складчастість (без уживання даного терміна, але при вкладенні в нього відповідного змісту) ще в 50–60-ті рр. увів у тектоніку А.В.Пейве, "прив'язуючи" цю складчастість до глибинних розломів, під якими він уявляв структури планетарної протяжності, значного глибинного закладання та великої тривалості розвитку. Але сьогодні згідно із сучасними уявленнями про дислокаційний процес під шовноскладчастими комплексами розуміють зони лінійних складчасто-розривних структур, які формуються внаслідок зсувної (своєрідної в'язкої) течії гірських порід на границі взаємодіючих літосферних плит або великих блоків земної кори.

Зони шовної складчастості ототожнюються зі своєрідними тектонічними потоками, внутрішня організація котрих певною мірою узгоджується із законам гідродинаміки (Є.І.Паталаха та ін., 1996). Зокрема, вони мають "береги" – обмеження по латералі та вертикалі – і володіють певною симетрією (мають поверхні, напрямок та фронт течії тощо).

Шовна складчастість – наскрізна для земної кори і у зв'язку з цим проявлена в усіх, крім вторинної епізони, структурно-реологічних обстановках. Але її морфологічні особливості по вертикалі змінюються відповідно до зміні реологічних властивостей середовища (див. рис. 3.1.1, 3.4.8). Зокрема, у первинній епізоні вона представлена системами крихко-в'язких розломів і прирозломних складок (слайд-складок). У мезозоні та частково на місці поступового переходу цієї структурно-реологічної обстановки в епізону у створенні комплексів даного типу беруть участь кліважні в'язкі розломи з характерними для них складками кліважної течії та сколювання відповідно. У свою чергу, в катазоні шовна складчастість утворюється серіями в'язких кристалізаційно-сланцюватих розломів і складками кристалізаційно-сланцюватої та гнейсуватої течії. Причому подібна зміна морфореологічних особливостей шовноскладчастих зон за вертикаллю завжди супроводжується збільшенням зверху донизу потужності цих зон. Зокрема, відносно мінімальну потужність вони мають в епізоні, а максимальну – у катазоні.

Шовна складчастість формується на тектонічно активних ділянках земної кори (рухомих поясах), яким відповідають зони субдукції (занурення океанічних плит під континентальні) та обдукції (насування океанічних плит на континентальні), колізії (зіткнення літосферних плит та їх частин – мікроконтинентів, великих блоків земної кори), а також гігантських та великих зсувів. Залежно від масштабів відзначеної взаємодії та амплітуд зміщень утворюються відповідні за розмірами і порядками шовноскладчастості зони. Найбільшим таким зонам відповідають цілі складчасті пояси, довжина котрих досягає багатьох тисяч кілометрів.

Звичайно, зони шовної складчастості групуються в більш великі складчасті спорудження, утворюючи складчасті системи, які, власне, відповідають областям так званої геосинклінальної складчастості. Складчастість таких тектонічних областей завжди має лінійний характер. Складки при цьому представлено переважно стиснутими та ізоклінальними типами. Часто вони змінюються вторинними монокліналями.

Умовна поверхня, яка обмежує рівень розповсюдження складок у комплексах даного типу по вертикалі, називається дзеркалом складчастості.

Шовна складчастість по латералі у хрест простягання, як правило, контрастна, дискретна за інтенсивністю дислокаційних перетворень (рис. 4.6.1). Зокрема, ділянки ізокліналізації та вторинної монокліналізації складок в таких зонах чергуються з ділянками відносно малого стиснення складок і таких повторень може бути десятки і сотні. Подібні латеральні зміни чудово фіксуються за десятибальною шкалою тектонофацій. Так, у цілому складчастість даного типу всіх структурно-реологічних обстановок маркується тектонофаціями V–X, а відзначена контрастність – тектонофаціальними флуктуаціями (тектонофаціальними ритмами), які накладаються на загальний тектонофаціальний фон. Кожному такому ритму відповідає конкретний розлом і конкретні складки, що пов'язані з цим розломом. Подібна картина на тектонофаціальному графіку має вигляд пили (див. попередній рисунок), а на тектонофаціальному плані – рисунок "зебри" (4.6.2).

Рис. 4.6.1. Структурний розріз Атасу-Моїнтинської шовноскладчастої зони (ІІ) та прилеглих до неї частин Акбастауського (І) та Акжал-Аксоранського (ІІІ) синкліноріїв із відбитою складчастістю (Центральний Казахстан). Зверху – графік тектонофацій за десятибальною шкалою, який демонструє зміну інтенсивності дислокаційних перетворень у хрест простягання відзначених зон по латералі. Над розрізами довгими рисками показано падіння поверхонь

кліважу та осьових поверхонь складок

Рис. 4.6.2. Тектонофаціальна схема однієї з ділянок Атасуйсько-Моїнтинської шовноскладчастої зони в Центральному Казахстані: 1-7 – тектонофації (за десятибальною шкалою) X (1), IX (2), VIII 930, VII (4), VI (5), V (6), I-IV (7);

8 – крихкі розломи

Шовноскладчасті структури завжди мають певну вергентність– пануюче падіння осьових поверхонь складок та інших площинних структурних елементів (кліваж, сланцюватість, тектонічна смугастість тощо). Така вергентність може бути вертикальною, нахиленою, віялоподібною та ін. При переважанні одного певного напрямку падіння відзначених поверхонь її визначають як моновергентну. Крім того, вона буває полівергентною.

Зони шовної складчастості, які маркуються лише вищими тектонофаціями і у зв'язку з цим мають будову вторинної монокліналі, називають зонами зім'яття. Класичним прикладом такого типу тектонічних утворень є Іртиська зона зім'яття в Східному Казахстані (рис. 4.6.3). Ця структура простягається в субмеридіональному напрямку на 700 км і на півночі перекривається мезо-кайнозойськими відкладами Західно-Сибірської платформи. Ширина її коливається від 40 км на ділянці максимального звуження (у районі міста Усть-Каменогорськ) до 120 км біля китайської границі. У межах цієї зони у сферу шовноскладчастих дислокаційних перетворень потрапляють середньо-верхньопалеозойські осадові відклади та відповідні за віком інтрузивні гранітоїди й продукти гранітизації. Такі перетворення мають зональний у структурно-реологічному відношенні характер. Зокрема, осьова частина цієї зони несе дислокаційні структури катазони, а крайові частини – дислокаційні структури мезозони з відповідними фаціями динамометаморфізму порід.

Потужність і довжина шовних зон узгоджується між собою і разом, крім того, залежать від амплітуди зсувних зміщень. Так, завжди відносно найбільш потужними є планетарні зони шовної складчастості. Їх ширина може досягати сотень кілометрів, тоді як ширина аналогічних тектонічних структур місцевого значення, як правило, обмежується першими десятками кілометрів. Що ж стосується впливу амплітуди, то її збільшення напряму приводить до зростання потужності цих зон. Тому ті з них, котрі контролюються зсувами, як правило, на одному і тому ж палеорівні мають значно більшу потужність, ніж зони, що контролюються врізами та підкидами. Подібна залежність обумовлена тим, що амплітуди горизонтальнозсувних зміщень, на відміну від підкидових, не лімітуються ізостазією блоків літосфери, і зміщення по них може відбуватися на сотні й більше кілометрів.

Рис. 4.6.3. Вертикальний розріз центральної частини Іртиської зони зім'яття (гігантського в'язкого зсуву) у товщі теригенних відкладів орловської світи (нижній-середній девон) та продуктів інтрузивної діяльності й гранітизації зміїногорського (піздньокам'яновугільного) комплексу: ВМЗ – верхня мезозона (1 – сланці серицит-хлоритової субфації зеленосланцевої фації динамометаморфізму), НМЗ – нижня мезозона (2, 3 – сланці біотит-хлоритової субфації зеленосланцевої фації динамометаморфізму), КЗ – катазона (5, 7 – кристалосланці відповідно ставроліт-кіанітової та силіманіт-кіанітової субфації амфіболітової фації), 4 – розгнейсовані габро-амфіболіти та

8 – мігматити, мігматит-граніти відповідно)

У будові зон шовної складчастості й особливо тих, що відповідають зонам зім'яття, суттєву роль відіграє тектонічний меланж. Склад останнього узгоджується зі складом субстрату, на якому закладалася шовноскладчаста структура. Так, для зон подібної складчастості, яка сформувалася на океанічній корі, завжди, і навіть незалежно від подальшого розвитку, характерним є серпентинитовий меланж, або меланж, який несе в собі уламковий матеріал офіолітового комплексу.

Часто великі шовноскладчасті зони, і серед них особливо горизонтальнозсувного походження, мають антиклінорноподібну будову, яка знаходить свій вираз у тому, що центральні їх частини, котрі припадають на ділянки найбільшої дислокованості порід, ускладнені в'язкими протрузіями плутонічних порід та продуктів гранітизації. Цікаво, що на цих же центральних ділянках дуже часто присутні лінзоподібні тіла і навіть великі блоки порід, значно древніших за всі інші породи, і які аномально відрізняються навіть від уламкового матеріалу меланжу.

Комплекси тектонічних покривів

Тектонічні покриви являють собою структури, які утворилися при переміщенні значних мас на великі відстані (від десятків до сотень кілометрів) по субгоризонтальних (іноді хвилястих) та пологонахилених поверхнях (рис. 4.7.1). Їх ще називають шар'яжами (франц. сharriage– наволок) та покривно-складчастими, скибововими тощо структурами.

Покривні структури вперше були виділені в 80-90-х роках дев,ятнадцятого століття у Французьких Альпах, Скандинавських каледонідах та Скелястих горах Канади. Але перші найбільш узагальнюючі роботи по ним були зроблені швейцарцем Л.Люжоном (1902) та французом П.Термьє (1903) на прикладі покривів Альп. У колишньому Радянському Союзі структури даного типу з чисто ідеологічних причин та з позицій пануючої в тій країні концепції геосинкліналей (В.В.Білоусов та ін.) довгий час (40–50-ті рр.) фактично не визнавалися і набули "громадянства" лише в 60-х рр., коли офіційно були визнані положення тектоніки літосферних плит. Суттєвий внесок у вивчення покривної тектоніки зробили В.Пейве, Г.Д.Ашгірей, І.І.Білостоцький, В.С.Буртман, М.А.Камале-тдінов, Г.С.Поршняков, С.В.Руженцев та ін.

Рис. 4.7.1. Тектонічний покрив в окрузі Гларус у Швейцарії, автохтон котрого складено перм-палеогеновими відкладами: 1 – поверхні зміщення шар'яжних пластин, 2 – дигітації, 3 – тектонічні вікна, 4 – кліпи, 5 – коренева зона та параавтохтон, 6 – форланд (за М.П.Біллінгсом, 1949)

Покривні структури складаються з: 1) алохтона, 2) автохтона та 3) поверхні ковзання.

Алохтон являє собою переміщені маси. Як правило, він має пластинчасту або наближену до неї форму ("монокліналі", блоки-пластини, шар'яжні пластини, скиби). Часто ускладнений перекинутими, лежачими, а в деяких випадках і зануреними та іншими подібними складками.

До автохтонавідноситься ложе, на якому залягає алохтон.

Поверхні ковзання (зриву) у відзначених структурах відповідає розлом тієї чи іншої морфології, яка узгоджується зі структурно-реологічною обстановкою, в котрій формувався покрив. Зокрема, у первинній епізоні такі поверхні-розломи представлені зонами механічного розсланцювання (безкліважної в'язкоподібної течії) або брекчування (катакластичної течії), у мезозоні – інтенсивного в'язкого кліважування, а в катазоні – інтенсивного кристалізаційного розсланцювання. Нерідко ці поверхні мають хвилясту форму. Остання може бути первинною, що утворилася безпосередньо при переміщенні, та вторинною, що виникла пізніше, при деформації шар'яжних пластин. При цьому вторинні такі "хвилі" називають синформами та антиформами.

Залишки покривів на денудаційних поверхнях називають кліпом, або екзотичним останцем. У свою чергу ділянки розкритого денудацією автохтона, тобто ділянки, оточені покривами, називають тектонічними вікнами.

У процесі зміщення алохтон часто розщеплюється ще на більш дрібні частини-пластинки – дигітації. У випадках, коли автохтон переміщений на незначні відстані і зберігає речовинні та просторові зв'язки з дійсним автохтоном, дигітації в його нижній частині називають параавтохтоном.

У тілі покриву розрізняють фронтальну (лобову), тильну (задню) та серединну частини. Область, звідки починається переміщення покриву, називають кореневою. У той же час область, яка знаходиться перед фронтальною частиною покриву називають форландом.

Переміщення алохтона супроводжується інтенсивним руйнуванням його фронтальної частини і утворенням шар'яжного меланжу. Такий меланж, як правило, несе у своєму складі брили та навіть блоки порід автохтона. У зв'язку з цим він за складом матриксу і уламкового матеріалу буває серпентинітовим, якщо містить динамометаморфічно перероблені ультраосновні породи та уламковий матеріал офіолітового комплексу (океанічної кори), аргілітовим (глинистим), кременисто-аргілітовим, гіпсовим, ангідритовим тощо.

Глибина розповсюдження покривів за вертикаллю різноманітна. Вона може охоплювати земну кору в цілому, обумовлюючи її тектонічне розшарування, або обмежуватися осадовим чохлом. У зв'язку з цим виділяють покриви: 1) чохла, 2) основи (фундаменту), та 3) офіолітові, які охоплюють океанічну кору і верхні частини мантії.

Тектонічні покриви формуються в зонах субдукції (занурення океанічної плити під континент) та обдукції (насування океанічної плити на континент), а також валкування теригенних товщ та океанічної кори (офіолітових комплексів) при зближенні (зіткненні) острівних дуг із континентом та між собою, а також при закритті рифтових зон. Крім того, вони характерні для крайових частин епігеосинклінальних, а в деяких випадках і епіплатформних орогенів.

Виникнення тектонічних покривів різні дослідники пов'язують або з горизонтальним стисненням і відповідно зі зменшенням площі фундаменту над чохлом, або з гравітаційним зісковзуванням чохла осадових чи осадово-вулканогенних порід при різкому тектонічному піднятті частини фундаменту. Покриви, які сформувалися першим способом, прийнято називати тектонічними, а другим – тектоно-гравітаційними.

Покриви всіх типів формуються шляхом насувних або підсувних зміщень, а також зісковзування по нахилених поверхнях. Крім того, серед них за механізмами зміщення виділяють: 1) покриви течії та 2) покриви сколювання. В.Є.Хаїн та М.Г.Ломізе (1993) перші назвали зіскладчастими, а другі – післяскладчастими.

Рис. 4.7.2. Тектонічні покриви течії в Італійсько-Австрійських Альпах (за Ж.Дебельом та Ж.Масклю, 1991; із кн. В.Є.Хаїна, М.Г.Ломізе, 1995).

БС – блискучі сланці, М – моласа, Ф – фліш. Палеозойські комплекси:

Pz-Е – Європейської плити, Pz-А – Адріатичної плити,

Pz-П – Пенінської зони. ГП – Гельветські покриви

Покриви течії. Такі покриви в класичному розумінні являють собою великі та навіть гігантські лежачі та занурені складки або пакети таких складок (рис. 4.7.2). Шари в алохтоні цих структур, звичайно, знаходяться в перекинутому заляганні, тоді як автохтон зберігає допокривну будову. При наближенні до кореневої частини залягання шарів стає більш крутим та навіть вертикальним. Із покривів цього типу – найбільш відомі гельветські та пенінські в Альпах. Перші походять із флішових та моласових зон північної околиці Тетіса, а у створенні других беруть участь метаморфічні сланці та гнейси, і в певних випадках породи офіолітового комплексу.

Покриви даного типу, як правило, є верхньою, епізональною складовою зон шовної складчастості, вергентність котрої різко змінюється внаслідок виположування тектонічного потоку біля поверхні.

Покриви сколювання. Подібні покриви являють собою пластини горизонтально розчленованих складчастих структур і в тому числі перекинутих складок (рис. 4.7.3). Поверхні ковзання в них представлено крихкими чи крихко-в'язкими субгоризонтальними або пологонахиленими, а іноді й лістричними насувами.

Серед тектонічних структур даного типу виділяють покриви першого і другого роду.

Рис. 4.7.3. Сколові тектонічні луски між Мюрченським (М) та Сентиським (S) покривами Гельветид у районі східного Хурфірстена і Альвира (за Р.Хельблінгом, 1938; із. кн. Є.І.Білоусова та інших "Очерки структурной геологии сложнодислоцированных толщ", 1977): 1 – леас, 2 – догер, 3 – мальм,

4-8 – крейда (4 – шари цементного каменю, 5 – валанжинські вапняки,

6 – шратенські вапняки, 7 – гольт, 8 – зеєверські вапняки. Т

ектонічні луски (цифри на розрізі): 1 – Валенштадтер, 2 – Люзис, 3 – Штралегг,

5 – Фордершпина, 6 – Чугген, 7 – Гонцен

До покривів першого роду відносять шар'яжні структури, які виникли при зриві верхнього крила лежачих складок. У таких структурах алохтон складається підвернутим (звичайно, верхнім) крилом такої складки, тоді як нижнє крило фактично являє собою автохтон. При наближенні до кореневої зони залягання шарів становиться крутішим або навіть вертикальними. Подібні утворення ще в позаминулому сторіччі були виділені в Альпах П.Термьє та його послідовниками А.Геймом, Е.Араганом та ін.

Покриви другого роду на відміну від попередніх утворюються шляхом сколювання (за це їх ще називають покривами сколювання) по нахилених розломах. Вважається, що вирішальне значення при їх утворенні відіграє підсув фундаменту. Такий механізм був запропонований О.Ампфером у 1906 р.

В Україні до комплексу тектонічних покривів відносять насувні структури Українських Карпат, які являють собою систему скиб (серпоподібних "монокліналей") крейдяного і палеогенового флішу та частково неогенової моласи. Відносно природи та механізмів формування цих покривів існують різноманітні погляди. Зокрема, припускаються моделі гравітаційного зісковзування, різкого скорочення площі фундаменту під призмою флішових відкладів, підсуву фундаменту Східно-Європейської платформи під цю призму. Крім того, існує точка зору (Є.І.Паталаха та ін., 1996), що ці структури сформувалися внаслідок так званого примусово-тектонічного потоку, який був обумовлений низькою літифікованістю осадків у момент деформацій і одночасною дією бокового стиснення в тилу, а також гравітаційного стікання у зовнішній частині.

Плутоно-тектонічні комплекси

Плутонічна (інтрузивна) діяльність, також як і вулканічна, завжди відбувається на фоні тектонічної активізації – підвищення рухомості й проникності земної кори. Але така діяльність також здатна впливати на вмісне середовище, викликаючи певні його деформації. Крім того, при становленні інтрузивних тіл (кристалізації магми та остигання твердої фази до температури вмісних порід) виникають прототектонічні структури (прототектоніка), які також тією чи іншою мірою змінюють тектонічну будову геологічного середовища.

Сумарним результатом відзначеної інтрузивної діяльності та супроводжуючих її дислокаційних процесів є виникнення плутоно-тектонічних комплексів –наборів пов'язаних між собою за тектонічними умовами становлення одновікових інтрузивних тіл та сполучених із цими тілами дислокаційних структур.

Фактори формування плутоно-тектонічних комплексів

Формування плутоно-тектонічних комплексів починається вже при русі магми, продовжується при її впровадженні та кристалізації і закінчується тільки після повного остигання інтрузивних тіл у твердій фазі до температури вмісних порід.

Істотну роль при формуванні таких комплексів відіграють: 1) механічний та 2) механо-термальний вплив магми на вмісне середовище, 3) геодинамічні режими та реологічні властивості вмісного середовища, 4) прояви прототектоніки. У свою чергу на ефективність дії цих механізмів впливають температура і відповідна їй в'язкість розплавів, насиченість цих розплавів флюїдною або навпаки твердою фазою.

Механічний вплив магми на вмісне середовище.Формами прояву такого впливу є: 1) магморозрив, 2) підняття та поглинання магмою покрівлі, 3) залучення магмою, а в певних випадках і твердою магматичною масою, вмісних порід у сферу спільної з нею течії.

Магморозриввідбуваєтьсяпри впровадженні магми під тиском у тріщини чи певні ослаблені деформаціями ділянки товщ, до яких, наприклад, належать замки складок, крихкі та крихко-в'язкі розломи, зони міжформаційних брекчій, поверхні незгідностей тощо. Магморозрив при подібній агресії може здійснюватися шляхом поступового розширення магмою стінок тріщин чи порожнин або ослаблених ділянок відзначеного вище типу. Вважається, що магма від глибинних осередків до місць впровадження рухається по тріщинних каналах завдяки збільшення об’єму середовища при плавленні, дії внутрішнього тиску розчинених у ній газоподібних речовин та дії гравітаційного фактора, який викликається різницею густини розплаву і оточуючих порід.

Напевно, виключно за допомогою магморозриву формуються жильні тіла та сили. Причому при створенні перших магма використовує крихкі мезотріщини та крихкі розломи, а при формуванні других – стратиграфічні та пошарові тектонічні поверхні розділу різних за літологічним складом горизонтів та пачок порід.

Підняття та поглинання магмою покрівлі, згідно з уявленням Р.Делі, також тісно пов'язані з механічною активністю магми. Ці явища реалізуються як підняття та руйнування покрівлі. У певних випадках супроводжуються частковим обрушенням такої покрівлі та її розчиненням (асиміляцією) магмою.

За розрахунками Г.Д.Феоктистова (робота В.С.Заїки-Новацького та А.Н.Казакова, 1989), надлишковий тиск розплаву при формуванні сила потужністю до 400 м, тобто підняттям розплавом покрівлі на таку ж висоту, має досягати 100 атм. Швидкість руху розплаву в цьому випадку залежно від його в'язкості та ширини каналу буде коливатися від 0,01 до 10 м/с. При такій швидкості час заповнення магмою камери потужністю до 100 м і протяжністю до 500 м визначається інтервалом від декількох діб до одного року.

Припускають, що за участю механізму підняття та поглинання покрівлі формуються великі масиви і в тому числі батоліти. Правда, серед петрологів існують певні сумніви щодо можливості поглинання магмою дуже значних мас, які відповідають батолітам. Але цей сумнів деякою мірою знімається тим, що, по-перше, далеко не всі батоліти, як свідчать геофізичні дані, являють собою потужні тіла, ну а ті, котрі дійсно розповсюджуються на значні глибини, у нижній частині складено продуктами гранітизації.

Масиви, які формувалися за допомогою підняття та поглинання покрівлі, в апікальних частинах насичені численними напівоплавленими уламками та брилами вмісних порід.

Залучення магмою у сферу течії бокових порід викликається в'язким тертям між нею і вмісними породами. Подібна взаємодія може відбуватися тільки при незначному, що не перевершує перші порядки, в'язкісному порозі (різниці в'язкості у Па×с) між магмою і боковими породами. Такий поріг у різних термодинамічних умовах неоднаковий. Так, в епізоні він може бути дуже великий і досягати 15-20 порядків, тому що в'язкість вмісних порід у цій структурно-реологічній обстановці становить, як уже відзначалося, 10^17-23Па∙с, тоді як температура деяких силікатних розплавів, що впроваджувалися в таке середовище, перевищує 800° і більше, а їх в'язкість відповідно не піднімається вище п'ятого порядку (дані зі "Справочника физических констант горных пород", 1969). Подібний поріг суттєво звужується в мезозоні й тим більше в катазоні у зв'язку з природним розігрівом бокових порід. Крім того, зниженню цього порога може сприяти низька вихідна в'язкість деяких кислих магм, що виплавлялися при низькій температурі (експериментально доведено, що граніти можуть виплавлятися при температурі близько 700°) та насиченням магм твердими залишками субстрату і бокових порід.

Механотермальний вплив магми. Подібний вплив магми на вмісні породи здійснюється шляхом передачі їм тепла, тобто нагріванням. Наслідком такої взаємодії є збільшення об'єму бокових порід при нагріванні й зменшення їх об'єму при наступному остиганні. Подібний вплив частково нейтралізується ороговикуванням, яке приводить до формування рівноважної для високотемпературних умов дрібнозернистої ізометрично-зернистої (гранобластової) структури цих порід. У той же час за межами зони роговиків, де температура нагрівання вмісних порід нижче, відзначений вплив реалізується у вигляді формування контракційної тріщинуватості. Згодом, при спаді температури тріщинуватість з'являється і в роговиках.

Вплив режимів динаміки та реологічних властивостей середовища.Упровадження магми та становлення інтрузивних тіл може здійснюватися на фоні розтягання земної кори, підняття чи опускання окремих ділянок останньої, тобто в різноманітних динамічних режимах. Крім того, становлення може відбуватися у відносно розігрітому і відповідно у пластичному (в'язкому) середовищі (рамі), або навпаки, у холодному жорсткому такому середовищі (рамі). Усе це безпосередньо відбивається на швидкості кристалізації магми, характері її кристалізаційної диференціації та механічного і механотермального впливу на вмісні породи, а також на характері прояву прототектоніки.

У холодному середовищі (рамі), що відповідає епізоні, становлення інтрузивних тіл відбувається із самого початку та до кінця в тій камері, яку магма завоювала безпосередньо при впровадженні. Тому подібні тіла зберігають форму камери, яку вони завоювали, і несуть усі притаманні для класичних інтрузивних утворень атрибути. Крім усього іншого, вони відзначаються низьким деформаційним впливом на вмісні породи. У той же час у рамі, спроможної до пластичної деформації та в'язкої течії (мезозона та катазона) магма із самого початку створює камери, які за формою більш-менш пристосовані до цих умов, а наступні тверді тіла активно реагують на дію зовнішніх сил, і крім того, самі активно механічно впливають на вмісні породи.

Прототектоніка інтрузивних тіл.Подібна тектоніка являє собою анізотропні й смугасті текстури інтрузивних порід, а також контракційну тріщинуватість, які утворилися на стадії становлення інтрузивних тіл.

Основні діагностичні ознаки і типи такої тектоніки були визначені ще в 30-40-ві рр. минулого століття Г.Клоосом та його послідовниками (Б.Зандер, Е.Клоос, Р.Бекке, Р.Болк, Р.Делі, Ф.Зюсс, А.А.Полканов, Н.А.Єлисєєв та ін.) і фактично без суттєвих змін збереглися і до теперішнього часу. Згідно з цими ознакам тектоніку даного типу поділяють на: 1) прототектоніку рідинної фази та 2) прототектоніку твердої фази.

Прототектоніка рідинної фазизнаходить свій вираз у розвитку: 1) інтрузивної смугастості, 2) інтрузивної трахітоїдності та 3) інтрузивної гнейсуватості.

Інтрузивна смугастість являє собою чергування різних або частково відмінних за мінеральним складом, а також структурою (головним чином, розміром зерен) шарів інтрузивних порід (рис. 4.8.1).

Смугастість цього типу буває досконалою або, навпаки, дуже грубою. Перша відзначається паралельністю поверхонь (рис. 4.8.1). Подібну смугастість Р.Болк (1946) назвав шлірами – шарами течії. Вона характерна переважно для інтрузивних тіл основного та ультраосновного складу.

Потужність смуг може коливатися від перших міліметрів до 50–70 м.

Рис. 4.8.1. Тонкоритмічне розшарування інтрузиву габро-лабрадоритів на Біломоррі: світле – шари лабрадорового лейкогабро,

темне – шарки безолівінового габро-нориту (фото К.А.Шуркіна, 1984)

Погляди на виникнення смугастості даного типу не одностайні. Традиційно припускається, що вона може бути зумовлена ліквацією або кристалізаційною диференціацією розплаву та фракціонуванням у ньому твердої фази. Під ліквацією розуміють розщеплення однорідної магми на дві або декілька різних за складом рідин, які не змішуються. При наступній кристалізації кожної відокремленої порції рідини утворюються різні за складом і структурою породи. Роль кристалізаційної диференціації та фракціонування твердої фази полягає у відділенні з магми й осадження на дно магматичної камери кристалів відносно найбільш тугоплавких мінералів.

Границі між такими смугами різноманітні: 1) різкі, 2) поступові, 3) ускладнені взаємними накладеннями.

Смугастість розглянутого виду утворює декілька типів чергувань: 1) довільні, 2) градієнтні та 3) ритмічні. Для перших характерна довільна зміна мінерального складу і структури кожної сусідньої смуги. Градієнтні сполучення, на відміну від попередніх, відрізняються поступовою зміною мінерального складу в кожній сусідній смузі. У свою чергу для ритмічної смугастості притаманне багаторазове і, як правило, в одній і тій же послідовності повторення однакових за складом і структурою смуг-"шарів".

Інтрузивна трахітоїдність являє собою односистемне орієнтування в породі відносно великих більш-менш кристалографічно оформлених – видовжених (голчастих, призматичних тощо) та плоских (лускатих, таблитчастих тощо) – зерен чи згустків зерен (сегрегацій) породоутворюючих мінералів. Вони утворюються при орієнтуванні в текучій магмі ксенокристів (більш-менш кристалографічно оформлені зерна мінералів, які захоплені магмою на великих глибинах), або власних, що виникають унаслідок кристалізаційної диференціації та фракціонування, аномально крупних також більш-менш кристалографічно оформлених зерен мінералів. Таке орієнтування зумовлюється законами гідродинаміки, згідно з якими суспендовані тверді мікротіла в рідині, що тече, приймають таке орієнтування, яке забезпечує динамічну рівновагу сил, що діють уздовж найбільшої поверхні суспендованих частинок. Це явище нагадує односистемне орієнтування стовбурів деревини в річковому потоці.

Рис. 4.8.2. Плоско-паралельна (трахітоїдна ) текстура гранітів новоукраїнського комплексу на Українському щиті, зумовлена односистемним орієнтуванням призм калієвого польового шпату

Характер переважного орієнтування твердих частинок залежіть від їх геометричної форми та типу (ламінарний, ламінарно-турбулентний з обертанням чи без обертання твердих частинок) течії магми, що їх транспортує, і відбувається по одній, двох або трьох осях. У зв'язку з цим утворюються прототектонічні текстури інтрузивних порід: 1) лінійні (лінійно-паралельні), площинні (плоско-паралельні) та лінійно-площинні (лінійно-плоско-паралельні).

Для визначення такої орієнтації використовують ту ж, що і для кліважних та тектонічних сланцюватих структур, систему структурних координат Зандера (a, b, c), у котрій у даному випадку вісь а відповідає напрямку течії, і як правило, збігається з довгою віссю орієнтованих зерен;вісь b також лежить у площині течії, але орієнтована нормально до осі а, і, нарешті, вісь c – нормаль до поверхні течії. Пари відмічених осей фіксують певні площини анізотропних прототектонічних структур. Зокрема, площина ab маркує головну поверхню потоку, а площина ac – перпендикуляр до площини ab.

Лінійні текстури утворюються голчастими, жердинчастими та будь-якими іншими подібними їм за формою зернами породоутворюючих мінералів. У перетині bc такі частинки найчастіше мають довільне орієнтування.

Площинні (плоско-паралельні) текстури утворюються призматичними (рис. 4.8.2), лускатими та іншими подібними їм за формою зернами. Класичним прикладом лінійно-площинної текстури подібного типу є односистемне орієнтування одночасно по трьох осях призматичних порфіроподібних зерен польових штатів у гранітах чи сієнітах. Одним із своєрідних різновидів план-паралельних структур є орієнтовані лінзи ксенолітів та інших подібних за формою твердих включень порід.

Найчастіше орієнтовані текстури відзначеного типу розвинено в дайках і силах та інших пластоподібних тілах, при формуванні котрих магма використовувала щілинні канали, котрі, мабуть, надавали цій магмі ламінарного характеру течії.

Магматична гнейсуватість розвинена, головним чином, в інтрузивних гранітоїдних породах і зумовлена переважним орієнтуванням лише окремих, які кристалізувалися останніми, зерен породоутворюючих мінералів (кварц, біотит і в певних випадках рогова обманка). Ці зерна не несуть пластичної деформації і, крім того, явно механічно не оберталися. Вони при кристалізації магми лише використовували міжзерновий простір інших мінералів таким чином, що набували витягнутої, узгодженої з напрямком течії, форми. Для подібного типу гнейсуватих гранітів, наприклад, характерна витягнута лапчаста форма зерен кварцу (рис. 4.8.3).

Рис. 4.8.3. Схема магматичної гнейсуватості в гранітах, яка зумовлена вибірковим орієнтуванням зерен окремих видовжених зерен породоутворюючих мінералів (чорне)

Трахітоїдні та гнейсуваті текстури розглянутих вище типів Г.Клоос ще в 1923 р. запропонував називати "крайовими гнейсами", тому що вони, як правило, розвинені в ендоконтактовій частині інтрузивних масивів, де найбільшою мірою проявлялося в'язке тертя між магмою (або магматичною суспензією) та твердими вмісними породами. Правда, відзначений дослідник до числа подібних "гнейсів", на наш погляд, помилково включив тектонічні типи гнейсуватості цих порід.

Прототектоніка твердої фази. Така тектоніка знаходить свій вираз у розвитку контракційної тріщинуватості (рис. 3.8.4). Її прояв є прямим наслідком теплового стиснення – зменшення об'єму інтрузивних тіл при остиганні до температури вмісних порід.

Контракційні тріщини в інтрузивних тілах з'являються на тій стадії їх остигання, в якій породи набувають пружних властивостей. Вірогідно, така стадія починається при температурах нижче 300–400° С, яким відповідає структурно-реологічний стан епізони. Охолодження тіл відбувається поступово зверху донизу і по латералі від контактів до центра, і при цьому по вертикалі воно здійснюється швидше, ніж по горизонталі. Унаслідок такої теплової динаміки виникають декілька систем тріщин: 1) поздовжні (концентричні), 2) радіальні, 3) діагональні (поперечні) та 4) субгоризонтальні.

Поздовжні тріщини субпаралельні контакту і "описують" його по падінню та в плані. Радіальні тріщини більш-менш перпендикулярні до контакту і падають, як правило, круто. Діагональні тріщини також падають круто, але перетинають контакти під довільними (найчастіше гострими) кутами. Субгоризонтальні тріщини "розрізають" тіло на пластоподібні блоки (рис.4.8.5) і за це їх ще називають пластовими.

Рис. 4.8.4. Схема розповсюдження крутопадаючих прототектонічних тріщин та невеличких крихких розломів у пермському гранітному масиві Бектауата в Північному Прибалхашші, за даними аерофотозйомки (із кн. А.Є.Михайлова, 1984): 1 – прототектонічні тріщини радіальні, концентричні та діагональні,

2 – розломи-тріщини, 3 – пізньокарбонові дайки та дрібні інтрузивні тіла,

4 – границі масиву

Певні корективи в динаміку теплового стиснення інтрузивних тіл вносить інтрузивна багатофазність. Вона може підсилювати на деякий час розігрів інтрузивного масиву, а отже, і гальмувати остигання певних його ділянок. Подібне втручання призводить до формування двох і більше генерацій прототектонічних тріщин і, крім того, часто надає цим тріщинам складної (комбінованої за напрямками) конфігурації. Наприклад, для деяких багатофазних масивів гранітоїдів характерним є розвиток різноманітних сполучень систем прототектонічних тріщин і в тому числі таких, як "сфери" різних типів і розмірів, які обмежуються пакетами поперечних тріщин тощо. Зокрема, у Центральному Казахстані автор даної роботи спостерігав у пермських гранітоїдних масивах майже фантастичні фігури, створені прототектонічними тріщинами декількох генерацій типу "капустяного качана", "вафельного пирога", різного типу "тварин" та інших "страхіть".

Рис. 4.8.5. Горизонтальна прототектонічна тріщинуватість і розвинена по ній матрацеподібна подільність у центральній частині масиву Бектауата

(див. попередній рисунок)

Тріщини даного типу не супроводжуються ніякими мінеральними та мікроструктурними змінами порід! Треба зазначити, що численні спроби заміряти орієнтацію оптичної осі кварцу біля цих тріщин у гранітах на федоровському столику довели відсутність будь-якої впорядкованості цих осей на орієнтирних діаграмах. Така специфіка подібних тріщин саме і свідчить, що формувалися вони в умовах пружного середовища без втручання пластичних деформацій.

Відзначені системи тріщин традиційно "прив'язуються" до смугастих та анізотропних структур прототектоніки рідинної фази. Зокрема, Г.Клоос (1925) поділяв ці тріщини на: 1) поперечні (Q-тріщини), 2) поздовжні (S-тріщини), 3) пластові (L-тріщини) та 4) діагональні (D-тріщини) (рис. 4.8.6). При цьому до Q-тріщин він відносив розриви, орієнтовані нормально до поверхонь течії та лінійності (довгої осі орієнтованих зерен та інших мікротіл). У свою чергу за S-тріщини він брав вертикальні та крутопадаючі тріщини, паралельні площинним (ab) елементам структур течії. Нарешті, до L-тріщин віднесено горизонтальні та пологопадаючі розриви, розвинені у верхній частині масиву.

Рис. 4.8.6. Орієнтування тріщин (довгі лінії) та дайок аплітів, що їх заліковують (темні та чорні смужки), відносно структур магматичної течії

(коротка штриховка) в апікальній частині інтрузивного масиву

(за Г.Клоосом, 1925)

Класифікація прототектонічних тріщин у відзначеному трактуванні певною мірою може використовуватися лише до тих інтрузивних тіл, які дійсно несуть прототектоніку рідинної фази. Але якщо взяти до уваги той факт, що подібна прототектоніка часто відсутня в багатьох гранітоїдних тілах, що впроваджувалися в жорстку раму (це питання докладніше розглядається нижче), то зв'язок між цими "тектоніками" (у розумінні Г.Клооса) у деяких випадках буває фактично тільки просторовий.

Частину прототектонічних тріщин часто заліковують тіла жильної фази та пегматитів. Наприклад, жильні апліти утворюють цілі каскади горизонтальних тіл, поєднаних вертикальними, нахиленими перемичками, кожна з котрих використовує один із напрямків прототектонічної тріщинуватості.

Найважливіші типи плутоно-тектонічних комплексів

Існують різноманітні тектонічні класифікації інтрузивних утворень. Зокрема, їх поділяють за: 1) позицією в тектонічних структурах на геосинклінальні (складчастих областей) та платформні (платформних областей), 2) тектонічними режимами, за яких вони формувалися, на ранньогеосинклінальні, пізньогеосинклінальні (орогенні й у тому числі пізньоорогенні) і платформні, колізійні, 3) відношенням до складчастих процесів на доскладчасті, синскладчасті (синтектонічні), післяскладчасті (атектонічні), 4) співвідношенням із формами залягання вмісних порід на згідні (конкондартні) і незгідні (дискондартні).

У даній роботі пропонується типізація плутоно-тектонічних комплексів з урахуванням: 1) впливу реологічних властивостей (реологічних обстановок) та характеру геодинаміки середовища на форми впровадження та характер становлення магматичних тіл, 2) механічного та механо-термального впливу магми на вмісні породи, 3) масштабів та форм прояву прототектоніки, 4) співвідношення інтрузивних тіл із дислокаційними структурами вмісного середовища (тектонічної рами), 5) реакції інтрузивних тіл на дію зовнішніх навантажень, що відбуваються на стадії становлення.

За відзначеними вище ознаками виділено наступні типи плутоно-тектонічних комплексів епізони, мезозони та катазони.

Плутоно-тектонічні комплекси епізони

Плутоно-тектонічні комплекси епізони являють собою сполучення інтрузивних тіл з відбитоскладчастими або блоково-бриловими структурами. Вони характеризуються: 1) присутністю в їх складі майже ідеальних інтрузивних тіл, які відзначаються низьким механічним (головним чином, обмеженим магморозривом та підняттям покрівлі) і одночасно дуже сильним механо-термальним впливом на вмісні породи, 2) широким розвитком прототектоніки або рідинної, або твердої фази. Основу таких комплексів утворюють багатофазні інтрузивні тіла-масиви, які сформувалися за рахунок упровадження перегрітих і відповідно низьков'язких, мантійних або нижньокорових (у випадках зрілої кори) магм у відносно холодне, що відповідає епізоні, середовище. Подібні тіла завжди мають нормальні інтрузивні контакти (із зоною загартування) із вмісними породами та завжди облямовуються ореолами роговиків!

Серед комплексів даного типу за реологічними особливостями рами, що їх несе, виділяються підтипи: 1) інтрузивно-відбитосклад-часті первинної епізони та 2) інтрузивно-блокові вторинної епізони. Перші відповідають синвідбитоскладчастим, а другі – післяскладчастим (орогенним) типам за наведеними вище іншими класифікаціями.

Інтрузивно-відбитоскладчасті комплекси первинної епізони. Подібні комплекси розвинено в чохлі окремих, відносно тектонічно активних ділянок платформ та деяких накладених прогинів у межах епігеосинклінальних та епіплатформних орогенів. Інтрузивні тіла в їх складі мають форму, яка найбільше пристосована до первинної шаруватої будови та неінтенсивних складчастих структур вмісних осадових товщ. При цьому найбільш досконалу в цьому відношенні форму набувають тіла порід основного складу, яка часто відповідає силам, тоді як у подібних тіл більш кислого складу вона менш правильна, що відповідає лаколітам, лополітам тощо (рис. 4.8.7).

Рис. 4.8.7. Геологічний розріз гранітного тіла (5), що належить плутоно-тектонічному комплексу первинної епізони, за даними буріння та інтерпретації полів сили тяжіння, у крайовій частині Жамантинського прогину в Південному Казахстані: 1 – ранньопалеозойський фундамент, 2, 3 – нижньокарбонові вмісні породи (2 – сіроколірні осадові, 3 – вулканокластичні, 4 – субвулканічні)

Цікаво й те, що у тіл основного та близького до них складу найкраще розвинена прототектоніка рідинної фази, а в аналогічних тіл кислого складу остання пригнічена або відсутня взагалі, і в той же час добре розвинена прототектоніка твердої фази. Тіла основного складу часто утворюють цілі каскади типу "шаруватого пирога". Яскравим прикладом подібних комплексів є трапова формація та супровідні її тектонічні структури відзначеного вище типу Східносибірської платформи. Інтрузивна частина цієї формації складається з дайок та силів долеритів, габро-долеритів і габро-діабазів, які досягають потужності 200-300 м. Такі тіла завойовували простір у першу чергу шляхом підняття покрівлі. Деякі з них відзначаються грубою речовинною розшарованістю. Так, подібну будову мають пластові інтрузії так званого норильського типу, склад котрих по вертикалі знизу доверху змінюється від троктолітів через олівінове і безолівінове габро до габро-діоритів. Окремі такі тіла несуть лінійні та площинні текстури течії.

Інтрузивно-блокові комплекси вторинної епізони.Такі комплекси являють собою поєднання блоково-брилової тектоніки з інтрузивними утвореннями. Основними їх макроелементами є: 1) крихкі розломи практично всіх кінематичних типів (скиди, підкиди, зсуви та ін.) та різноманітної орієнтації й геометричної форми в плані (кільцеві, радіальні, діагональні тощо), 2) інтрузивні тіла довільної, найчастіше неправильної форми.

Комплекси цього типу розвинено на епіплатформних орогенах та щитах платформ. Інтрузивні тіла, що входять до їх складу, порушують жорстку складчасту раму або просторово використовують її макроелементи. Форма цих тіл різноманітна і своїм утворенням значною мірою зобов'язана магморозриву, обрушенню та поглинанню покрівлі. В усіх таких тілах без винятку добре розвинена прототектоніка твердої фази, а у тіл основного та ультраосновного складу, крім того, прототектоніка рідинної фази.

Як правило, інтрузивні утворення цих комплексів багатофазні. Фази при цьому утворюють як самостійні (однофазні), так і комбіновані (поліфазні) в різних просторових комбінаціях масиви. Особливе місце серед них займають кільцеві плутони лужного-основного й ультраосновного складу, які розвинені на щитах (Балтійський, Алданський, Аравійсько-Нубійський, та ін.). Концентруються у вигляді окремих субізометричних у плані масивів, створених із "вкладених" один в інший кільцевих чи напівкільцевих тіл (рис. 4.8.8.). Іноді інтрузивні утворення даного типу просторово асоціюють із близькими за віком і складом вулканічними породами, утворюючі з ними вулкано-плутонічні асоціації.

Рис. 4.8.8. Хібінський середньопалеозойський багатофазний кільцевий плутон лужного складу на Балтійському щиті (за Є.Н.Володіним, із кн. В.Є.Хаїна, М.Г.Ломізе, 1995): 1 – вмісні породи докембрію та палеозою, 2 – роговики, 3 – гранітоїдні хібініти, 4 – трахітоїдні хібініти, 5 – ійоліти, уртити, апатити, 6 – егіринові нефелінові сієніти, 7 – гранітоїдні фойяліти, 9 – четвертинні відклади

Розмах по латералі комплексів даного типу досягає багатьох сотень і тисяч квадратних кілометрів. При високій продуктивності інтрузивного магматизму утворюються великі і навіть такі, що формально сприймаються за батоліти, масиви. Наприклад, подібний пізньогерцинський (пізньокам'яновугільно-пермський) комплекс у Північному Прибалхашші Казахстану охоплює площу в декілька тисяч квадратних кілометрів. Він накладається на складчасті структури каледонід і ранніх герцинід. Його формування деякі дослідники пов'язують з плюмтектонікою (локальним розігрівом верхньої мантії та нижньої частини земної, у даному випадку континентальної, кори над гарячими мантійними струмами).

Особливу підгрупу комплексів даного підтипу утворюють регіональні дайкові пояси, які простягаються на сотні та навіть тисячі кілометрів. Такі пояси маркують регіональні структури розтягання або розтягання-сколювання.

Плутоно-тектонічні комплекси мезозони

У мезозоні подібні комплекси розповсюджено виключно в шовноскладчастих зонах із добре розвиненою сіалічною корою. Вони формально відносяться до зіскладчастих (синскладчастих) інтрузивних утворень.

Такі комплекси є похідними відносно малоглибинної, внутрішньокорової (катазона) генерації в'язких (дуже насичених залишками твердого матеріалу субстрату) кислих і середньо-кислих магм, переміщених із катазони на гіпсометричний рівень, що відповідає мезозоні.

Дані комплекси представлено інтрузивно-купольним та інтрузивно-протрузивним різновидами.

Інтрузивно-купольні комплекси. Такі комплекси складаються з: 1) штоків та штокоподібних тіл гранітоїдів і 2) куполоподібних (діапірових) складок та кільцевих в'язких розломів, які облямовують ці тіла.

Згідно з геофізичними даними, гранітоїдні тіла цих комплексів по вертикалі сполучуються з відносно неглибоко залягаючим гранітизованим субстратом (рис. 4.8.9).

Інтрузивні тіла, які беруть участь у створенні даного комплексу, формувалися за рахунок упровадження відносно холодної й одночасно дуже в'язкої гранітоїдної магми (магматичної суспензії), насиченої твердими залишками субстрату і бокових порід. Становлення таких тіл у твердій фазі відбувалося в статичному режимі.

Породи, що складають інтрузивні тіла даних комплексів, надзвичайно насичені залишками субстрату, що саме і свідчить про те, що похідна магма мабуть нагадувала в'язку суспензію.

Рис. 4.8.9. Геолого-геофізичний розріз пізньоордовікських інтрузивно-купольних та інтрузивно-протрузивних структур Кендиктаської шовноскладчастої зони (Південний Казахстан), створених інтрузивними штоками, частково переробленими в протрузії, з "крайовими" гнейсами, гранітоїдів курдай-чатиркульського комплексу (gd та gО₂ kr) та теригенними і вулканогенними відкладами нижнього (О₁), середнього (О₂) ордовіка, а також метаморфічними відкладами протерозою (PR?). На лівій частині розрізу – інтрузивне тіло пізньокам'яновугільних гранітів, що належить інтрузивно-блоковому комплексу епізони: воно прориває відзначені нижньопалеозойські, а також фаменські (D₃fm) відклади та облямовуються роговиками (позначені "жирними" крапками). Чорними жирними лініями показано пізня, крихка розривна тектоніка

Подібні тіла несуть структури досить сильного механічного впливу в'язкої магми на вмісні породи та в'язкої течії – добре розвиненої інтрузивної трахітоїдності, а також гнейсуватості (типу "крайових гнейсів") біля контактів (рис. 4.8.10). У той же час вони відзначаються порівняно слабким розвитком прототектоніки твердої фази.

Механічна активність магми знаходить свій вираз у створенні штампових діапіроподібних складок та залученні бокових порід у спільну з нею течію. Крила таких складок більш-менш згідно облямовують інтрузивні тіла за падінням та простяганням і, як правило, ускладнені кліважними в'язкими розломами.

У внутрішніх частинах гранітоїдних тіл даних комплексів породи іноді зберігаються нерівномірнозернисті (коливаються від дрібно- до гігантозернистих) структури і відзначаються насиченістю напіврозкладених залишків субстрату (скіалітів, ксенолітів тощо), нерівномірним розподілом породоутворюючих мінералів (присутні нерівноважні мінеральні скупчення лейкократового або, навпаки, меланократового складу). Крім того, подібні тіла дуже часто несуть структури накладених метасоматичних змін і в тому числі калішпатового та іншого порфіробластезу.

Рис. 4.8.10. "Крайові" гнейси в Хоромнузькому гранітному

масиві в Туві (за І.К.Козаковим, 1976)

Іноді інтрузивні тіла комплексів даного типу облямовуються дуже вузькими (майже непомітними) зонами роговиків. Крім того, в екзоконтакті нерідко розвинені ін'єкційні мігматити – агматити.

За класичний приклад купольних інтрузивних масивів прийнято вважати гранітоїдні масиви Ісполінських гір у Східній Німеччині та Сієра-Невадський масив у Каліфорнії, що описані Г.Клоосом і Є.Клоосом відповідно. Характерними рисами цих масивів є широка розвиненість в їх апікальних частинах шлірів, а в інших частинах цих тіл – первинних структур течії.

Інтрузивно-протрузивні комплекси мезозони. Комплекси даного типу, на відміну від попередніх, з початку і до кінця (до повного остигання до температури вмісних порід) формувалися в динамічному режимі середовища і фактично являють собою пластично деформовані інтрузивно-купольні утворення (див. попередній рисунок). Як правило, ці комплекси є складовими частинами великих зон шовної складчастості.

Основу таких комплексів складають перфоскладчасті структури, ядра котрих утворені пластично деформованими інтрузивними гранітоїдами – в'язкими "гарячими" протрузіями, а крила – конформно облямовуючими ці тіла і до того зонально динамометаморфізованими вмісними породами. Характерні особливості таких протрузивних структур розглянуто в розд. "Гарячі" протрузії.

Гранітоїдні тіла у складі комплексів даного типу часто розчавлені і мають лінзоподібну і навіть стрічкову форму. Одним із прикладів подібної будови є стрічково-лінзоподібні тіла гранітоїдів рифейського віку в центральній частині Атасуйсу-Моїнтинської шовноскладчастої зони в Центральному Казахстані (рис. 4.8.11). Такі тіла несуть внутрішні структури гнейсуватої течії гранітоїдних порід і зовнішні (в екзоконтакті) структури динамометаморфічної течії вмісних порід. Інтенсивність такої течії зонально зменшується в напрямку від контакту. Крім того, в екзоконтакті таке зменшення супроводжується зміною відносно високотемпературних механізмів течії (у даному випадку комбінованого – кліважно-кристалізаціно-сланцюватого) низькотемпературним, чисто кліважним.

Плутоно-тектонічні комплекс катазони

Комплекси даного типу розвинені в ранньодокембрійських гранітно-метаморфічних утвореннях і збереглися на древніх щитах. Відповідні їм інтрузивні тіла переважно мають ультраосновний, основний та основний-середній склад. Представлені переважно інтрузивно-протрузивним типом.

Рис. 4.8.11. Геолого-тектонофаціальна схема в'язких протрузій рифейських гранітоїдів (узунжальський комплекс) в Атасу-Моїнтинській зоні

(Центральний Казахстан): 1 – чохол слабо-дислокованих

(тектонофації І–VІ епізони) середньо-верхньодевонських червоноколірних

відкладів; 2-4 – вмісні середньо- та нижньорифейські осадові та вулканогенні

відклади, 2 – інтенсивно розкліважовані (тектонофація X)

та динамометаморфізовані в термальних умовах епідот-амфіболітової фації

і 3 – кліважно розсланцьовані (тектонофації VIIІ–ІХ)

та динамометаморфізовані в термальних умовах мусковітової субфації зеленосланцевої фації, 4 – помірно та слаборозкліважовані (тектонофації

V–VII) та динамометаморфізовані в термальних умовах серицитової субфації зеленосланцевої фації; 5 – граніти пізньодевонського інтрузивно-блокового комплексу; 6 – ореоли роговиків навколо пізньодевонських гранітів;

7-10 – гранітоїди узунжальського комплексу: 7 – ізотропні (тектонофація IV),

8 – слабо розгнейсовані (тектонофації V–VI ), 9 – помірно розгнейсовані (тектонофаціії VII–VIII), 10 – сильно розгнейсовані (тектонофація IX),

11 – інтенсивно розгнейсовані (тектонофація X); 12 – границі геологічних тіл

(ліворуч) та тектонофаціальні (праворуч); 13 – крихкі та крихко-в'язкі розломи

Формування таких комплексів у твердій фазі швидше за все протікало на фоні пластичної течії вмісних порід (у динамічному режимі). Відзначені інтрузивні тіла також несуть своєрідну гнейсуватість в ендоконтакті, яка в породах даного складу сприймається як трансляційна сланцюватість. Єдино, що їх відрізняє від мезозональних, це те, що вони не супроводжуються помітною динамометаморфічною зональністю в екзоконтакті. Вірогідно, остання нівелюється регіональним метаморфізмом вмісних порід.

Інтрузивні тіла даних комплексів найчастіше мають лінзоподібну чи лаколітоподібну форму, простягання і падіння яких узгоджується з простяганням і падінням сланцюватості вмісних метаморфічних порід.

Глибинно-гравітаційні комплекси катазони

Глибинно-гравітаційні комплекси катазони представлено великими (до десятків і навіть сотень кілометрів у поперечнику) діапіроподібними утвореннями – граніто-гнейсовими спорудами, складеними продуктами гранітизації та анатексису порід метаморфічного субстрату. За механізмами формування така тектоніка має спільні риси з розглянутою вище соляною, тому що певною мірою також породжується густинною інверсією, яка в даному випадку за рахунок різниці густин продуктів гранітизації та порід відзначеного субстрату.

За віком, тектонічними умовами та механізмами формування, а також розмахом по латералі та деякими особливостями внутрішньої будови виділяють декілька типів граніто-гнейсових структур: 1) гнейсові (гнейсові складчасті) овали раннього архею, 2) граніто-гнейсові куполи та вали пізньоархейських та протерозойських граніт-зеленокам'яних областей, 3) термокуполи пізньодокембрійських та фанерозойських складчастих областей (шовноскладчастих зон).

4.9.1. Гнейсові (гнейсові складчасті) овали

Гнейсові (гнейсово-складчасті) овали виділено Л.І.Салопом (1967, 1973) як зародкові утворення гранітного шару земної кори. Цей дослідник припускав, що подібні структури в поперечнику можуть досягати 800 км і в цьому відношенні їх можна ототожнювати з цілими складчастими областями. Вони являють собою складні споруди у вигляді граніто-гнейсового ядра та замкнутої системи стиснутих складок, перекинутих до центра овалу. Виникнення таких овалів пов'язувалося з підйомом значних мас реоморфізованого матеріалу за схемою, наведеною на рис. 4.9.1. Під реоморфізмом у цьому випадку розуміється вищий ступінь гранітизації, який частково супроводжується анатексисом і за результатами якого породи набувають високої механічної рухомості, спроможної до в'язкої течії.

Рис. 4.9.1. Ідеалізований вертикальний розріз складчастого гнейсового овалу, який ілюструє течію матеріалу (за Л.І.Салопом, 1973). Лінії зі стрілками – струми вертикального потоку речовини; хрестики – анатектичні граніти. Горизонтальними лініями показано приблизні рівні ерозійного зрізу цих структур на древніх щитах

Граніто-гнейсові куполи та вали

Граніто-гнейсові куполи та вали (їх ще називають облямованими куполами) переважно розвинено в граніт-зеленокам'яних областях і являють собою пологі підняття та вали, які просторово асоціюють із синкліналеподібними прогинами (міжкупольними синкліналями) – зеленокам'ними поясами (рис. 4.9.2).

Рис. 4.9.2. Граніто-гнейсові куполи в північно-східній частині Карельської граніт-зеленокам'яної області (за Н.В.Горловим, 1972): 1 – гнейсо-граніти, 2 – гіперстенові гранітоїди, 3 – кварцові діорити, 4 – шаруватість та сланцюватість порід біломорської серії, 5 – сланцюватість (тектонічна гнейсуватість – авт.) у гранітоїдах

Еталоном граніто-гнейсовокупольних структур даного типу традиційно вважаються куполи Північного Приладожжя (рис. 4.9.3), описані П.Есколою (Eskola, 1951) та ін. Розміри граніто-гнейсових куполів, звичайно, там не перевищують 5´10, 10´15 км. У цих спорудах виділяється ядро, як правило, складене реоморфічними гранітоїдами, та породи обрамлення (оболонки). Характерною рисою останнього є конформне облямування ним граніто-гнейсового ядра і повне пристосування його структурних і текстурних елементів (сланцюватость, мігматитова смугастость тощо) до конфігурації цього ядра. Простягання "шарів" при цьому з дивною постійністю план-паралельне смугастості і гнейсуватості граніто-гнейсів, що складають ядра цих структур. У напрямку до склепіння смугастість і гнейсуватість поступово стають менш виразними, а в ряді випадків в апікальних частинах деяких куполів навіть змінюються ізотропними і в тому числі порфіроподібними гранітними. Іноді в центральних частинах ядра присутні інтрузивні гранітоїди.

У будові подібних куполів та валів беруть участь продукти гранітизації та анатексису тоналітового та гранодіоритового рядів. Міжкупольні синкліналі заповнені зеленокам'яними утвореннями й у тому числі в нижній частині – метаморфізованими вулканогенними породами основного та середньо-кислого складу, з підлеглими залізистими кварцитами, джеспілітами, сланцями, грауваками, а у верхній частині – метаморфізованими кварцитами, гравелітами, аркозами, конгломератами, залізистими кварцитами та джеспілітами.

Ідеалізовану картину будови типового купола розглянутого типу дає Л.І.Салоп на прикладі Мамського слюдоносного району (рис. 4.9.4).

За даними К.К.Сорвачова (1978) та інших граніто-гнейсові куполи даного типу мають наступні характерні ознаки: