Литология. Структурная геология

Р. А. Щеколдин. Конспекты лекций

Литология. Структурная геология

Р. А. Щеколдин. Конспекты лекций

ТЕЛА МАГМАТИЧЕСКИХ ГОРНЫХ ПОРОД В СТРУКТУРАХ ЗЕМНОЙ КОРЫ

Тела магматических горных пород образуются из силикатных магматических расплавов при их застывании. В зависимости от того, где происходит это застывание - на земной поверхности, в недрах вблизи поверхности или на глубине - они подразделяются на эффузивные, субвулканические и интрузивные.

Состав, внутреннее строение и процессы образования магматических пород являются предметами специальных геологических дисциплин: петрографии, петрологии, вулканологии. В то же время, магматические горные породы образуют геологические тела, занимающие значительное место в различных структурах земной коры, и с этой точки зрения являются предметом изучения структурной геологии и объектом геологического картирования.

Тела вулканических и субвулканических горных пород

Тела вулканических и субвулканических горных пород образуются в результате деятельности вулканов, которые являются объектом изучения научной дисциплины вулканологии. Здесь мы лишь вкратце рассмотрим вулканические процессы, чтобы лучше понять особенности геологических структур, образованных вулканическими и субвулканическими породами.

Вулканы и вулканизм

Вулкан (Вулкан – бог огня у древних римлян) – выводное отверстие, круглое или в форме трещины, через которое время от времени на земную поверхность из глубины поступают лава, вулканический обломочный материал, горячие газы и пары. Чаще всего под вулканом понимают возвышенность, обычно с кратером на вершине, образованную продуктами извержения.

Продукты извержения представлены лавой (lava – итал. – затопляю – жидкая или относительно вязкая расплавленная силикатная масса, при застывании образующая горную породу, которую часто также называют лавой), и обломочным вулканическим материалом разной крупности (вулканические бомбы, лапилли, гравий, песок и пепел). Сцементированный вулканический обломочный (пирокластический) материал образует туфы, а в смеси с обычными осадками – туффиты. Особым типом вулканических продуктов являются игнимбриты – спекшиеся между собой вулканические обломки, выпавшие из так называемой «палящей тучи» – смеси раскаленных газов и пепла.

В зависимости от формы выводного отверстия вулканы подразделяются на трещинные и центральные.

Вулканы линейного типа (трещинные)

Это вулканы, подводящие каналы которых имеют вид трещины (рис. 1а). Извержение происходит или вдоль всей трещины, или в отдельных ее участках и обычно бывает однократным. После излияния трещина закрывается, но часто вблизи нее возникает новая трещина, излияния из которой наслаиваются на предыдущие. Наиболее крупных размеров достигают лавовые покровы трещинных вулканов, сложенные базальтами. Отдельные покровы их обычно имеют мощность 5-15 м, изредка достигая 100 м. Они известны в Исландии. Наиболее крупным из известных за исторический период извержений этого типа было извержение Лаки в южной части Исландии в 1783 г. Во время извержения раскрылась трещина длиной более 25 км. Последовала серия мощных взрывов - тучи пепла нанесли даже ущерб полям Норвегии и Шотландии. Истечение лавы началось одновременно из 22 отверстий. Лавы покрыли территорию площадью 565 км2, причем мощность покрова составила более 30 м, а общий объем лав - более 12 км3. Реже встречаются трещинные вулканы, дающие рыхлые продукты. Примером может служить трещина Таравера в Новой Зеландии. В результате извержения 1886 г. около этой трещины длиной 14,5 км образовались насыпные шлаковые валы высотой до 70 м. Пеплом была покрыта территория в 200 000 км2.

Вулканы центрального типа

Это вулканы, у которых извержения происходят чаще всего из постоянного выводного канала (жерла), имеющего обычно трубообразную форму. За счет накопления лав и обломков вокруг жерла образуется возвышенность обычно с кратером на вершине. Форма возвышенности определяется типом извержения: выделяются вулканы щитовые и стратовулканы.

Вулканы щитовые (или щитовидные) (рис. 1б). Эти вулканы образуются в результате многократных излияний жидкой лавы (основного, базальтового состава). Характерна форма в виде очень пологого щита, падение склонов которого в верхней части 7-8°, а в нижней 3-6°. На вершине его располагаются кратеры, имеющие вид широких блюдцеобразных впадин в крутыми, часто вертикальными стенками. На дне кратеров действующих вулканов находится жидкая лава в виде озер. Различают два типа щитовых вулканов: Исландский и Гавайский. Исландские щитовые вулканы редко достигают в высоту 1000 м (часто менее 100 м), а их поперечник в десятки раз больше высоты. Гавайские щитовые вулканы обладают гигантскими размерами (в высоту до 10 км, считая от дна океана, и в поперечнике – до 400 км) и отличаются от исландских также меньшим углом наклона и наличием вершинного плато.

Стратовулканы (рис. 1в). Это наиболее распространенная форма вулканов центрального типа в виде конуса высотой от нескольких сот м до нескольких км, кратер чаще имеет форму воронки, расширенной обрушением стенок, диаметр которой достигает 1 км и более. Конус вулкана построен из перемежающихся потоков лавы и накоплений рыхлого пирокластического материала. В таких вулканах извержения обычно начинаются взрывом, выбрасывающим рыхлый материал бомбы, лапилли, пепел и др. Позднее рыхлый материал покрывается потоками лавы. В результате тело вулкана сложено неоднократно переслаивающимися отложениями пирокластических образований и сплошными покровами лав, причем первые являются более мощными. Типы вулканических извержений разнообразны - вулканологи выделяют около двух десятков типов вулканических извержений. Мы их здесь рассматривать не будем, однако отметим, что тип извержения во многом определяется составом лав. Спокойные излияния характерны для жидкой лавы преимущественно основного состава, взрывные (эксплозивные) – для лав кислого и среднего состава. Пример – извержение вулкана Катмай на Аляске (Долина Десяти Тысяч Дымов). После мощных взрывных извержений образуются впадины – кальдеры (порт. caldera – котел).

Рис. 1. Строение вулканов: а - трещинного; б - щитового; в - стратовулкана

Вулканические фации

В зависимости от типов извержения формируются различные вулканические фации и различные формы залегания вулканических и субвулканических пород.

Покровные фации образуются при излияниях лав и включают покровы и потоки. Покровы - тела пластообразной формы, в плане относительно изометричные, образуются при излияниях лавы на относительно ровную поверхность. Потоки - тела лентовидной формы, образуются при заполнении лавой понижений рельефа: долин, лощин и т.п.

Экструзивные фации образуются при выжимании из жерла очень вязкой лавы. Сюда относятся экструзивные купола, обелиски ( пример – "игла" Мон-Пеле).

Пирокластические и пирокласто-осадочные фации – пласты туфов, туфобрекчий, туффитов. Они подобны пластам осадочных пород, поскольку отложение вулканического обломочного материала во многом подобно отложению обычных осадков. Особый тип составляют покровы игнимбритов, которые образуются при мощных взрывных извержениях, когда из жерла вулкана выбрасываются палящие тучи и лавины.

Внутреннее строение лавовых потоков и покровов

Излившаяся на земную поверхность лава, соприкасаясь с воздухом, остывает. На поверхности жидкой лавы возникает корка, которая разламывается на части, образуя лавобрекчии. Скопление обломков застывшей лавы образуется в головной части движущегося потока. Часть обломков попадает также в основание потока (рис. 2).

Рис. 2. Строение движущегося потока лавы (по Е.Е. Милановскому)

Лавы часто характеризуются линейно-параллельными и плоско-параллельными флюидальными текстурами, которые в ряде случаев позволяют установить ориентировку подошвы и кровли потока, а также направление его движения.

В процессе движения и застывания лавы из нее непрерывно выделяются вулканические газы (главным образом, водяной пар). Пузыри газа скапливаются в верхней части потока. Впоследствии полости заполняются вторичными минералами: кальцитом, кварцем, халцедоном и др. Такие заполненные полости называют миндалинами, а текстуру лавы – миндалекаменной. Миндалекаменные зоны могут присутствовать и в подошве лавового потока, но там их мощность меньше, чем в кровле. В случае интенсивного истечения газов могут формироваться трубчатые каналы и пористые столбы; такие образования располагаются обычно перпендикулярно подошве и кровле потока, но если лава двигалась быстро, то они отклоняются в направлении движения потока.

Жерловые и субвулканические образования

Жерловые фации заполняют собой каналы, по которым магма при вулканических извержениях поднимается на поверхность. Они являются частью эруптивного аппарата вулкана. В зависимости от типа вулканического извержения (линейное или центральное) они представлены дайками (дайки характеризуются ниже в разделе "Интрузивные магматические тела") или некками. Форма некков в плане круглая, овальная или неправильная. Диаметр от десятков метров до 1—1,5 км. Боковые стенки некков крутые, вертикальные, нередко расширяющиеся кверху. Породы, заполняющие некки, изменчивы. Чаще всего это мелкозернистые или полустекловатые изверженные породы. В некоторых случаях некки заполнены грубым неотсортированным пирокластическим материалом (агломератами), пеплом или вулканической брекчией.

Среди вулканических жерловых образований выделяются по своему практическому значению трубки взрыва, которые часто бывают алмазоносными. Они сложены особыми измененными магматическими брекчиями – кимберлитами.

Субвулканические фации. Субвулканические породы, в отличие от жерловых, заполняют каналы, не имевшие выхода на поверхность. Эти породы отличаются обычно от жерловых и эффузивных образований большей раскристаллизованностью - для них характерны мелкокристаллические или порфировидные структуры. В областях трещинного вулканизма субвулканические интрузии представлены преимущественно силлами и параллельными дайками. Для вулканов центрального типа субвулканические образования представлены небольшими штоками, лакколитами, факолитами, радиальными и концентрическими дайками, большая часть которых располагается в образованиях вулканического конуса. Их поперечные размеры редко превышают 1—2 км.

В областях древнего вулканизма поверхностные вулканические образования (покровные, пирокластические, экструзивные) могут быть полностью уничтожены денудацией. В таком случае на поверхности обнажаются корневые части вулкана, представленные сложным сочетанием жерловых и субвулканических тел – некков, радиальных, кольцевых и конических даек, центральных и кольцевых интрузий (рис. 3). В глубоко эродированных вулканических аппаратах в их центральных частях нередко располагаются гранитоидные либо щелочные массивы, образующиеся в нижних частях жерл вулканических аппаратов или в близповерхностных периферийных очагах.

Рис. 3. Конические и кольцевые дайки в корневых частях глубоко эродированного вулкана

Изображение тел вулканических и субвулканических горных пород на геологических картах

Покровные эффузивные и пирокластические образования дочетвертичного возраста, так же как и слоистые осадочные образования, расчленяют по составу и возрасту на стратиграфические подразделения. Возраст отображается индексом, цветом и его оттенками в соответствии с обозначениями подразделений общей стратиграфической шкалы. Состав вулканических образований (в отличие от осадочных) показывается обязательно. Для его отображения используется крап (специальные значки различной формы). Состав вулканогенных образований четвертичного возраста отображается цветом. При широком развитии на карте многочисленных близких по составу четвертичных (неоген-четвертичных) вулканогенных образований допускается раскраска части их в нестандартные цвета.

Жерловые, экструзивные и субвулканические образования расчленяют по составу и возрасту на нестратиграфические подразделения – вулканические комплексы. Возраст обозначается индексами и оттенками цвета, состав – цветом, крапом, штриховкой и буквенными символами.

Интрузивные магматические тела

Интрузивные магматические тела образуются при застывании магмы на глубине, в недрах Земли. При этом магма занимает пространство, возникшее за счет раздвигания, разрушения и расплавления вмещающих пород. Образующиеся в результате этого тела имеют различные размеры и форму, а также взаимоотношения с вмещающими породами. По характеру взаимоотношений с вмещающими породами все интрузивные тела подразделяются на согласные и секущие. Состав магмы также в значительной мере определяет размеры и форму интрузивных тел.

Согласные интрузивные тела

Согласные интрузивные тела имеют контакты, параллельные поверхностям напластования вмещающих слоистых осадочных или вулканогенных пород. Они занимают пространство, образующееся при раздвигании слоев. Среди согласных интрузивных тел выделяются силлы, лакколиты, лополиты, факолиты.

Силл (син.: пластовая интрузия, интрузивная залежь) от англ. sill – порог, подоконник – пластообразное интрузивное тело, залегающее в толщах горизонтально лежащих или слабо дислоцированных горных пород (рис. 4). Поверхности, ограничивающие силл сверху и снизу, на значительных расстояниях почти параллельны; мощность силла во много раз меньше его латеральных размеров. Интрузивные залежи образуются путем внедрения магмы вдоль плоскостей слоистости. При этом магма играет активную роль — породы кровли отделялись от пород почвы залежи под действием сил, передававшихся расплавом. По-видимому, глубина образования интрузивных залежей не очень большая. Известны интрузивные залежи площадью до 13000 км2. Мощность интрузивных залежей варьирует от самых тонких, микроскопических инъекций до 600 м (Дэли, 1936).

Рис. 4. Силлы

Силлы часто размещаются в глинистых толщах. Они могут участвовать в складчатости вместе с вмещающими осадочными слоями, изгибаясь вместе с ними в складки. При этом они часто раздробляются на отдельные блоки, которые иногда растаскиваются в общей глинистой массе, если вмещающими оказываются глинистые породы.

Иногда пластовые интрузии основного состава тесно связаны с эффузивными толщами сходного состава, прорывая их и внедряясь в них по наслоению покровов эффузивов (например, известные тунгусские траппы). В этом случае возникает задача различения силлов и эффузивных покровов сходного состава. Бывают случаи, когда петрографически породы не отличимы даже под микроскопом. Различие устанавливается по контактовым изменениям вмещающих пород в кровле силла, которые отсутствуют у эффузивов. Однако контактовое воздействие пластовой интрузии на вмещающие породы, как правило, бывает очень слабым (легкий обжиг, закалка глинистых сланцев, приобретающих раковистый излом, иногда образование адинолов - плотных, серовато-желтовато-белых пород, состоящих главным образом из альбита и кварца).

Лакколит (от греч. "лаккос" - цистерна) - интрузивное тело с установленным или предполагаемым уплощенным основанием и дайкообразным подводящим каналом (рис. 5). Обычно имеет линзообразную форму и изометричные очертания в плане. Формируется, поднимая вышележащие отложения и выполняя создаваемое между слоями пространство.

Рис. 5. Схематический разрез лакколита

Лополит (от греч. "лопас" - чаша, плоское глиняное блюдо) - линзообразное интрузивное тело, более или менее изометричное в плане, с пологим падением к центру (рис. 6). По отношению к вмещающим породам, имеющим обычно подобное, но более крутое падение, контакты интрузива секущие.

Рис. 6. Схематический разрез лополита

Факолиты (от греч. "факос" - чечевица)- согласные серповидные интрузии в замковых частях антиклинальных и, реже, синклинальных складок (рис. 7). Мощность их измеряется десятками метров, иногда достигая тысяч метров. Магма при образовании факолитов внедряется в ослабленные зоны между слоями в замках складок. Наиболее благоприятны для образования факолитов участки складок с крутым погружением шарнира.

Рис. 7. Схематический разрез факолитов

Секущие интрузивные тела

Секущие интрузивные тела имеют контакты, резко пересекающие поверхности напластования вмещающих слоистых осадочных или вулканогенных пород. Среди секущих интрузивных тел выделяются дайки, штоки, батолиты, гарполиты.

Дайка (англ. dike, dyke - стенка из камня или дерна) - пластинообразное вертикальное или крутопадающее тело, ограниченное параллельными стенками и имеющее большую протяженность по простиранию и падению при относительно небольшой мощности (рис. 8).

Дайки - широко распространенные секущие интрузивные тела весьма разнообразного состава (от ультракислого до ультраосновного). Дайки являются типичными трещинными интрузиями, использующими для внедрения самые разнообразные трещины.

Рис. 8. Дайка

При мощности от сантиметров до десятков метров, в редких случаях до сотен метров – первых километров, они прослеживаются на десятки метров – многие километры, в редких случаях даже на сотни километров. При всем разнообразии размеров, наиболее часто встречаются дайки мощностью в первые метры - первые десятки метров и протяженностью от десятков метров до нескольких километров.

Наиболее ярким примером является докембрийская Великая Дайка Зимбабве, прорывающая в этой части Южной Африки гранито-гнейсы и кристаллические сланцы фундамента на протяжении 540 км при ширине 5-8 км. Это мощное трещинное тело основного и ультраосновного состава сложено норитом, пироксенитом и гарцбургитом.

Обычно дайки прямолинейны, реже – ломаные и изогнутые. В одних случаях они образуют субпараллельные пучки, в других располагаются радиально или концентрически. Обычно дайки являются спутниками крупных интрузий различного состава. Часто густая сеть даек экранирует и оконтуривает интрузию, находящуюся на глубине. Каждая интрузия сопровождается дайками определенного состава. Различные интрузии, как правило, сопровождаются дайковыми комплексами, которые по самым различным признакам отличаются один от другого. Сопровождаются дайками также очаги центральных интрузий и зоны трещинных и центральных излияний эффузивов. Группы близко расположенных даек одного состава и возраста называют роями даек.

Шток (нем. Stock – палка, ствол) – относительно небольшое интрузивное тело, часто неправильной формы, но, в общем, приближающейся к цилиндрической; обычно крутопадающее (рис. 9). Чаще всего к штокам относят тела, имеющие площадь выхода на поверхность Земли до 100 км2.

Рис. 9. Шток

Батолитами называют большие интрузивные массивы, составленные преимущественно породами гранитной магмы, корни которых уходят на большие глубины, в зону гранитизации горных пород, где вообще постепенно стираются отчетливые контакты магматического тела с вмещающими породами. Стенки батолита во многих случаях, в доступной наблюдению части, имеют более или менее крутой наклон в стороны от центральной части массива, т. е. все тело в целом имеет тенденцию занимать на больших глубинах большую площадь.

Известно также немало случаев, когда поверхность, ограничивающая батолит, почти вертикальна, и предполагается, что на еще более глубоких срезах она имеет тенденцию к наклону внутрь, к основанию интрузивного массива. В таком случае батолит приобретает, в грубом приближении, грушевидную форму. Однако представления о формах основания батолитовых массивов являются гипотезами. Только в отношении верхних частей батолитов могут быть сделаны на современном уровне знаний определенные выводы.

По поводу верхних частей батолитов действительно можно утверждать, что дно у них, т. е. вмещающие породы, которые могли бы составлять основание массива, отсутствует на доступных наблюдению глубинах.

Большие интрузивные массивы принято называть батолитами, однако очень многие большие интрузивные массивы не имеют формы батолитов и должны рассматриваться как огромные межформационные тела, для которых было предложено наименование гарполитов.

Некоторые исследователи называют большие и средние по размерам интрузивные тела разнообразной формы плутонами. Этот термин очень широк и пригоден только как самое общее определение.

Характерной особенностью верхней части батолитов является распадение ее на ряд куполов или гребней, между которыми располагаются депрессии (рис. 10). Поэтому при незначительном эрозионном срезе батолита обнажаются только немногие, наиболее выдвинутые кверху купола или даже только их верхние, так называемые апикальные части. В таком случае они могут быть ошибочно приняты за тела малых интрузий, например, штоков. 

Рис. 10. Купола и гребни батолита (по Эммонсу)

Затем, по мере углубления эрозионного среза, обнажается все больше и больше куполов батолита, а породы кровли сохраняются только по периферии батолита и в депрессиях между его куполами. Предполагается, что купола и гребни батолитов контролируются каналами, подводившими магму с глубин (Г. Клоос, В.М. Сергиевский), и форма куполов и гребней определяется формой каналов.

Размеры выходов батолитов на поверхность самые разнообразные, от 100 (минимальный размер, при котором интрузию можно назвать батолитом) до 250 000 км2. Одним из крупнейших на Земле является батолит Берегового хребта, расположенный в Североамериканских Кордильерах. Тектоническое положение батолитов очень характерно. Они приурочены к орогеническим, складчатым поясам, и, несмотря на местные несогласия со вмещающими породами, в целом вполне согласно участвуют в структурах первого порядка, формирующих горные сооружения. Длинные оси батолитов в подавляющем большинстве случаев вытягиваются параллельно главному направлению складчатости. Тем не менее частные взаимоотношения батолита с породами кровли могут быть различными, в том числе и отчетливо секущими вмещающие породы. Есть предположения, что гранитоидные батолиты появились только на определенном этапе развития земной коры. Типичные батолиты известны только начиная с позднего докембрия (Дэли, 1936).

Гарполиты – большие межформационные тела преимущественно гранитоидного состава, которые размещаются обычно вдоль поверхностей несогласий, отделяющих разные структурные этажи в земной коре (рис. 11). Важнейшей морфологической особенностью гарполита является существование сравнительно неглубоко расположенной подошвы (дна), составленной вмещающими породами, на которых покоится интрузивное тело.

Рис. 11. Гарполит

Строение контактов интрузивных тел

Во время внедрения интрузии приходят в соприкосновение две среды, различных с физико-химической точки зрения. С одной стороны – высокотемпературный огненно-жидкий магматический силикатный расплав, с другой – относительно холодные твердые вмещающие породы разнообразного состава. Воздействие высокой температуры магмы, а также летучих компонентов, выделяющихся из магмы, приводят к термальному метаморфизму и метасоматическим изменениям вмещающих пород, которые превращаются в роговики, кристаллические сланцы, скарны и др. Возникают зоны экзоконтактовых изменений с постепенным убыванием степени метаморфизма при удалении от интрузии. Ширина этих зон для разных интрузий и в разных частях их может изменяться от долей метра до десятков и сотен метров, а иногда и первых километров.

Внутри самих интрузий также возникают контактовые (эндоконтактовые) изменения. За счет более быстрого охлаждения краевых частей интрузивных тел в них развиваются более мелкозернистые разности пород по сравнению с центральными частями интрузии либо порфировидные текстуры. Вследствие захвата и переплавления вещества боковых пород краевые части интрузии могут отличаться также химическим и минеральным составом пород от внутренних участков интрузивного тела. 

В общем случае, при прочих равных условиях, мощности зон экзоконтактовых и эндоконтактовых изменений у одной и той же интрузии остаются примерно одинаковыми. Отсюда следует, что ширина зон контактово-измененных пород на поверхности зависит от положения самого контакта: при вертикальных и крутопадающих контактах она минимальна и увеличивается по мере уменьшения угла падения контакта. При крутых контактах могут быть три варианта их положений: 1) от интрузива, 2) вертикально, 3) в направлении интрузива. Если несколько выходов интрузивных пород окружены общей зоной контактового метаморфизма, наиболее вероятно объединение на глубине этих выходов в единый массив.

Согласно В.А. Апродову, по своему типу контактовые поверхности могут быть резкими, нерезкими и слепыми.

Резкие контакты возникают при быстром застывании изверженной породы без явлений ассимиляции его материала вмещающих пород. В этом случае контактовая поверхность бывает сложена более тонкокристаллическими разновидностями изверженной породы. Вглубь интрузии тонкокристаллическая структура изверженной породы сравнительно быстро сменяется структурой, обычной для пород данной интрузии.

Нерезкие, постепенные контакты образуются при медленном остывании интрузивного тела, сопровождающемся ассимиляцией магмой материала вмещающих пород. В этих случаях структура изверженной породы на контактовой поверхности мало отличается по крупности кристаллов от обычной структуры пород данной интрузии. Однако минералогический и петрографический состав пород на контакте сильно изменяется. В большинстве случаев в зоне контакта порода оказывается более кислой, нежели в теле интрузии, в результате ассимиляции вмещающих пород. В связи с этим может измениться и структура породы. Образование постепенных контактов приводит к значительным контактовым изменениям вмещающих пород и к появлению в них приконтактовых фациальных зон.

Слепые контакты характеризуются постепенным переходом одной контактирующей породы в другую вследствие взаимного обмена материалом между ними. Положение контактовой поверхности является неопределенным и устанавливается условно по тем или иным зонам обогащения породы каким-либо минералом.

По своей морфологии контактовые поверхности могут быть (рис. 12): 1) ровными, 2) волнистыми, 3) глыбовыми, 4) зазубренными, 5) апофизными и 6) послойно-инъекционными.

Рис. 12. Морфологические типы контактовых поверхностей (по В.А. Апродову) а – ровный, б – волнистый, в – глыбовый, г – зазубренный, д – апофизный, е – послойно-инъекционный

Ровные контактовые поверхности образуются при внедрениях сравнительно холодной малоактивной магмы по трещинам и расколам. Они характерны главным образом для тел с резким типом контактов.

Волнистые контактовые поверхности свидетельствуют о быстром перемещении высокотемпературной магмы вдоль контактовой поверхности. В этом случае в приконтактовой зоне изверженной породы присутствуют хорошо выраженные структуры движения, а во вмещающих породах — явления термального метаморфизма. Волнистые контактовые поверхности характерны главным образом для нерезкого типа контактов.

Глыбовые контактовые поверхности образуются при сильном гидростатическом напоре поднимающейся магмы. Последний приводит к отрыву и захвату магмой глыб и кусков вмещающих пород. Однако ассимиляция магмой материала оторванных глыб бывает незначительной. Это свидетельствует о сравнительно невысоких температурах магмы в момент внедрения и о быстром ее остывании.

Зазубренные контактовые поверхности сходны по своему характеру с глыбовыми, но отличаются от них более активным химическим воздействием магмы на вмещающие породы. Это свидетельствует о более высокой ее температуре по сравнению с магмой, дающей контакты с глыбовой поверхностью.

Апофизные контактовые поверхности характеризуются крайне неправильными очертаниями. Они образуют систему выступов, глубоко вдающихся во вмещающие породы и выклинивающихся по мере удаления от контакта. Такого рода контактовые поверхности образуются при сильном гидростатическом напоре активной магмы, проникающей во все более слабо сопротивляющиеся участки вмещающих пород. Апофизиые контактовые поверхности характерны главным образом для постепенного типа контактов.

Послойно-инъекционные контактовые поверхности характеризуются тесным сплетением магматического материала с материалом вмещающих пород, но неполной ассимиляцией его. В результате этого вмещающие породы близ контакта насыщены жилками и мелкими апофизами из магматического материала. Инъекционные контактовые поверхности характерны для постепенных либо для слепых типов контакта.

Перечисленные выше разновидности характера контактовых поверхностей могут образовывать в совокупности более сложные поверхности. Например, инъекционно-волнистую, апофизно-глыбовую и т. д. По типу и по характеру контактовой поверхности, при учете данных о внутреннем строении интрузивного тела, можно судить о магматических процессах в ранние фазы возникновения интрузии.

Контактовые поверхности дают возможность определить относительный возраст интрузии по сравнению с возрастом вмещающих ее пород. Контактовые поверхности, прорывающие вмещающие породы, свидетельствуют о более позднем возрасте интрузии, чем возраст вмещающих пород. Контактовые поверхности, располагающиеся согласно с вмещающими породами, могут иметь возраст либо более поздний, либо более ранний, чем возраст вмещающих пород. В первом случае наблюдаются: 1) контактовые изменения вмещающих пород близ контактовой поверхности, 2) внедрения магматического материала во вмещающие породы, 3) наличие ксенолитов и интрузивных брекчий и т. д. Во втором случае отмечаются: 1) размыв и выветривание интрузивной контактовой поверхности, 2) присутствие базальных конгломератов с галькой интрузивной породы в основании комплекса, перекрывающего интрузию, 3) срезание даек, секущих интрузию, контактовой поверхностью.

Если интрузия приурочена к поверхности несогласия, то появляется возможность определить нижний и верхний пределы возраста интрузии. Интрузивное тело имеет более молодой возраст, чем самые молодые породы в прорываемом им комплексе, и более древний возраст, чем самые древние породы в комплексе, несогласно перекрывающем интрузию.

Например, возраст интрузивного тела, изображенного на приведенной схематической карте (рис. 13), определяется следующим образом: наиболее молодые породы в прорванном складчатом комплексе имеют раннемеловой возраст. Хотя они и не имеют непосредственного контакта с интрузивными породами, но они залегают согласно с подстилающими верхнеюскими породами и образуют с ними единую складчатую структуру. Внедрение интрузии произошло уже после смятия юрских и нижнемеловых пород в складки. То есть, возраст интрузивного тела – послераннемеловой. На размытой поверхности интрузивного тела залегают породы эоценового, плиоценового и четвертичного возраста. Наиболее древние из них – эоценовые. Следовательно, интрузия имеет доэоценовый возраст. Таким образом, возраст интрузивного тела укладывается в рамки поздний мел—палеоцен. С учетом того, что эоцен залегает на глубоко эродированных интрузивных и прорванных ими осадочных породах, в палеоцене происходила денудация, следовательно, наиболее вероятный возраст интрузии – поздний мел.

Рис. 13. Определение относительного возраста интрузии (пример)

Относительный возраст интрузий, секущих друг друга, определяется по изменению структуры пород в приконтактовых зонах. Порода, имеющая на контакте тонкокристаллическую структуру, включения ксенолитов другой породы и «слои движения», параллельные контактовой поверхности, будет более молодой по сравнению с другой изверженной породой, находящейся с ней в контакте.

Доскладчатые, соскладчатые и послескладчатые интрузивные тела

Интрузивные тела, залегающие среди складчатых пород, могут иметь различный возраст относительно складчатых деформаций. Часть из них внедряется до складчатости и затем деформируется вместе с вмещающими породами. Другие тела формируются в процессе складчатости, третьи - после ее завершения. К первой группе относятся силлы и лакколиты, так как они внедряются вдоль поверхностей напластования, раздвигая слои пород, что невозможно в складчатом комплексе. Соскладчатыми считаются батолиты. Хотя они и относятся к секущим телам, но ориентированы обычно вдоль складчатой структуры, а их очертания зависят от конфигурации складок. Это говорит о том, что еще не застывшая магма продолжала подвергаться тектоническим деформациям. Однозначно послескладчатыми интрузиями являются факолиты, заполняющие отслоения в замках уже сформированных складок. Штоки также внедряются по завершении складчатых деформаций. Межформационные гарполиты, по-видимому, также формируются на завершающих стадиях развития складчатых областей. Дайки могут занимать различное положение по отношению к складчатости. Для уточнения времени внедрения интрузии по отношению к складчатости следует внимательно изучать постинтрузивные деформации (кливаж, зоны трещиноватости, рассланцевания и т.п.) и сопоставлять их ориентировку с ориентировкой аналогичных структур во вмещающих породах.

Внутреннее строение интрузивных массивов

Выяснение обстановки и процессов формирования интрузивного тела чрезвычайно важны для понимания закономерностей размещения месторождений полезных ископаемых в пределах интрузий и в окружающих их породах. Для решения этих вопросов необходимо изучение внутренней структуры интрузивов, прежде всего, таких ее элементов, которые формируются во время остывания и затвердевания магмы при превращении ее в интрузивную горную породу. К этим элементам относятся распределение и ориентировка в породе отдельных минеральных зерен и их скоплений (шлиров), возникающих в еще не затвердевшей магме, фрагментов вмещающих пород (ксенолитов), а также трещин, образующихся в отвердевшем, остывающем массиве. Все эти явления объединяются под общим названием прототектоники или первичной тектоники интрузива.

Прототектоника жидкой фазы

 Закономерная ориентировка минералов в интрузивах обусловливает появление в них первичных полосчатых и линейных текстур, отражающих динамические условия и направление течения внедряющейся магмы.

Полосчатые текстуры течения. Первичные полосчатые текстуры характеризуются послойным чередованием пород различного состава или чередованием полос, обогащенных каким-либо одним или несколькими минералами, например слюдой, кварцем, роговой обманкой, полевым шпатом и т. д. Мощность полос колеблется от нескольких миллиметров до десятков и сотен метров. Первичная полосчатость наблюдается в породах разнообразного состава, но наиболее часто и резко она выражена в основных и щелочных породах. Полосы обычно сохраняют параллельность, и при изгибании одной полосы согласно с ней изогнуты и соседние. В зависимости от структуры интрузива первичная полосчатость может принимать горизонтальное, наклонное или вертикальное положение. Внешнее сходство первично расслоенных пород интрузива со слоистыми осадочными породами позволяет успешно применять для изучения структуры интрузива те же приемы, что и для осадочных толщ. Структура первично расслоенного массива наиболее четко видна на разрезах вкрест простирания полосчатости. Составление разрезов первично полосчатых интрузивов — один из важнейших приемов их изучения. Не менее важно изучение пространственного расположения первичной полосчатости. Результаты наблюдений над первичной полосчатостью наносятся на геологическую карту с помощью особых значков. Полосчатость в интрузиях может проявляться различно. Встречаются интрузии, в которых первичная расслоенность повсеместно хорошо выражена; однако чаще встречаются интрузии, в которых расслоенными оказываются лишь краевые части, и, наконец, бывают интрузии, в которых структуры течения отсутствуют.

Линейные текстуры течения. Параллельно-линейные текстуры течения характеризуются параллельным расположением игольчатых или удлиненно-призматических и таблитчатых кристаллов (слюды, роговых обманок, пироксена и др.), шлиров и ксенолитов. Параллельно-линейная текстура обнаруживается не только в породах, содержащих игольчатые или призматические минералы, но нередко хорошо видна и в породах с изометрическим сложением. В таких случаях линейная текстура выражается в параллельно-линейном расположении шлировых скоплений. Шлиры имеют форму лент, полос, линз и слагаются различными минералами: слюдой, роговой обманкой, пироксеном, полевыми шпатами, кварцем и др. Иногда в породе наблюдается несколько систем шлиров, пересекающих одна другую; в таких случаях можно судить о различных по времени направлениях течения магмы. Если в породах видны следы течения, линейно ориентированное расположение приобретают не только отдельные минералы, но и ксенолиты вмещающих пород, которые своими длинными осями располагаются вдоль направления течения. Линейность, подобно первичной полосчатости, может занимать различное положение в пространстве: горизонтальное, вертикальное, наклонное. В тех случаях, когда полосчатость и линейность выражены отчетливо, линейность располагается параллельно первичной полосчатости. Положение линейности в пространстве замеряется горным компасом и наносится на геологическую карту с помощью условных знаков.

Возникновение первичной полосчатости и линейности Н.А. Елисеев объясняет следующим образом. В период формирования интрузива магма в течение некоторого промежутка времени находится в таком состоянии, когда одновременно существуют жидкая составляющая и взвешенные в ней выделившиеся твердые кристаллы. При движении такой взвеси твердые части ее, согласно законам гидромеханики, приобретают ориентированное расположение в пространстве. Вследствие трения при движении о стенки вмещающих пород и внутреннего трения взвеси возникает закономерное ориентированное расположение составных элементов горных пород и интрузива в целом. Первичная полосчатость располагается параллельно поверхности контакта. Линии течения всегда совпадают с направлением максимального растяжения магматических масс в период течения. Линейность располагается параллельно направлению течения. Первичная полосчатость и линейность нередко отчетливо развиты в дайках интрузивных пород, в которых они обычно ориентированы параллельно ограничивающим дайки поверхностям.

Описанные выше элементы прототектоники образуют характерные структурные типы. Согласно Р. Блоку, среди относительно небольших батолитов (от 16 до 32 км в поперечнике) встречаются четыре основных типа: массивы, в которых слои течения образуют купола (купола из слоев течения), массивы со сводами (арками) из слоев течения, массивы с куполами линий течения и массивы со сводами линий течения (рис. 14).

Рис. 14. Схемы структурных типов интрузивных массивов в плане, по Р. Блоку: а – купол полос течения; б – свод полос течения (центральная часть тела состоит из массивных пород); в – купол линий течения; г – свод линий течения

Прототектоника твердой фазы

К прототектонике твердой фазы относят те элементы внутреннего строения интрузива, которые образуются в уже затвердевшей остывающей магме. Такими элементами являются, прежде всего, первичные трещины. Породы, возникшие после кристаллизации и отвердевания магмы, длительное время остаются горячими. В эту фазу формирования интрузивных массивов в них проявляются первичные трещины. Остывание сопровождается сокращением объема, прежде всего, краевых частей интрузива, что вызывает появление растягивающих напряжений. Это растяжение компенсируется образованием трещин в интрузивном теле. Ориентировка и частота трещин зависят от внутренней неоднородности массива, вызванной структурами течения. Вслед за Г. Клоосом, большинство геологов, изучавших трещиноватость в интрузивных породах, выделяют поперечные, продольные, пластовые и диагональные трещины (рис. 15).

Рис. 15. Главные типы трещин в батолите, по Г. Клоосу. Q – поперечные; S – продольные; L – пологолежащие; STR – диагональные; F – линейные структуры; А – дайки аплитов

Поперечные трещины (трещины Q, по Г. Клоосу) развиваются нормально к ориентировке структур течения; они относительно прямые, с грубыми шероховатыми поверхностями. В краевых частях массивов поперечные трещины выражены хорошо, а в центральных частях, где ориентированные структуры течения обычно развиты очень слабо или отсутствуют, поперечные трещины нередко совершенно исчезают. При изменении направления структур течения поперечные трещины также меняют свою ориентировку, сохраняя по отношению к ним перпендикулярное положение. Поперечные трещины всегда открытые, часто заполнены дайками или жилами. По-видимому, они образуются на ранней стадии остывания интрузивных пород как трещины отрыва, возникающие в результате растяжения в направлении, перпендикулярном к простиранию трещин.

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

Пластовые трещины (L, по Г. Клоосу) образуются в верхних и боковых частях интрузий. Они обычно совпадают с первичной полосчатостью и перпендикулярны к трещинам Q и S . Трещины полого залегают в верхних частях массивов, где первичная полосчатость также пологая, и становится более крутыми близ крутых контактов. В общем, пластовые трещины более или менее параллельны внешним контактам массива и там, где они хорошо развиты, создают в массивах отдельность, вдоль которой породы легко отслаиваются. Параллельность трещин L границам массива бывает обычно хорошо выражена лишь вблизи пологих контактов кровли. У крутых и вертикальных боковых поверхностей массива пластовые трещины часто располагаются по отношению к ним под углом. Особенно часты подобные соотношения в интрузивных массивах, застывших на небольшой глубине и имеющих крутые боковые контакты. В таких случаях пластовые трещины развиваются в соответствии с расположением изотерм понижения температур остывающего массива. Близкие по ориентировке направления трещиноватости отмечаются в таких случаях и в окружающих массив вмещающих породах. Пластовые трещины играют существенную роль в формировании рельефа, с ними часто совпадают склоны возвышенностей. С пластовыми трещинами также часто бывают связаны жилы горных пород и минералов.

Диагональные трещины располагаются косо к направлению структур течения, однако образуются они далеко не всегда. Обычно эти трещины крутые и в механическом смысле могут быть истолкованы как трещины скалывания, возникающие под воздействием горизонтального или вертикального давления. Диагональные трещины располагаются по двум направлениям, пересекающимся под прямым или близким к прямому углом; нередко из двух направлений преимущественное развитие приобретает только одно, в то время как трещины другого направления встречаются редко. Диагональные трещины выполняются дайками аплитов, лампрофиров, гранит-порфиров и других пород, а также гидротермальными жилами. По ним часто развиваются более поздние перемещения, оставляющие на поверхности трещин штрихи и зеркала скольжения.

Помимо перечисленных типов трещин первичной отдельности в краевых частях некоторых интрузивных массивов, как указывает Г. Клоос, развивается группа краевых трещин. Эти трещины располагаются под некоторым углом к первичной полосчатости, падают в глубь массива под углом 20—45° и часто заполняются жилами аплитов, пегматитов или кварца. По мнению Г. Клооса, они возникают как трещины растяжения и отражают стремление магмы продвинуться вверх, преодолевая сопротивление вмещающих пород. С краевыми трещинами связано образование жильных серий, приуроченных к контактовым зонам массива. К ним бывают приурочены также более поздние взбросы.

Для уточнения положения контактов интрузивного тела на глубине, его объемной формы и внутреннего строения проводится структурное изучение интрузии. Такое изучение заключается в массовых замерах ориентировки элементов прототектоники жидкой и твердой фаз в пределах всего интрузивного тела, если оно относительно невелико, или на ряде отдельных специально подобранных участков. Результаты обрабатываются и отображаются обычно на круговых диаграммах, построенных с использованием сетки Вальтера-Шмидта.

Изображение тел интрузивных горных пород на геологических картах

Интрузивные образования расчленяют по составу и возрасту на интрузивные комплексы. Для отображения состава интрузивных образований используются цвет, крап (специальные значки различной формы) и индексы. Возраст отображается индексом и оттенками основной раскраски: если на карте имеются интрузивные образования одного состава, но разного возраста, то более молодые породы показываются более насыщенным оттенком.

Выводы

  1. Тела магматических горных пород образуются из силикатных магматических расплавов при их застывании. В зависимости от того, где происходит это застывание – на земной поверхности, в недрах вблизи поверхности или на глубине – они подразделяются на эффузивные, субвулканические и интрузивные.

  2. Тела вулканических и субвулканических горных пород образуются в результате деятельности вулканов. В зависимости от формы выводного отверстия вулканы подразделяются на трещинные и центральные. Последние, в свою очередь, делятся на щитовые вулканы и стратовулканы.

  3. Тип вулканического извержения и связанные с ним структуры во многом зависят от состава лавы. Спокойные излияния характерны для жидкой лавы преимущественно основного состава, взрывные (эксплозивные) – для лав кислого и среднего состава.

  4. Жерловые фации заполняют собой каналы, по которым магма при вулканических извержениях поднимается на поверхность.

  5. Субвулканическиe тела заполняют каналы, не имевшие выхода на поверхность Земли.

  6. Интрузивные магматические тела образуются при застывании магмы на глубине, в недрах Земли. Доступными для наблюдения на земной поверхности они становятся в том случае, если вышележащие породы уничтожены денудацией.

  7. Состав магмы в значительной мере определяет размеры и форму интрузивных тел.

  8. По характеру взаимоотношений с вмещающими породами все интрузивные тела подразделяются на согласные и секущие.

  9. Согласные интрузивные тела имеют контакты, параллельные поверхностям напластования вмещающих слоистых осадочных или вулканогенных пород.

  10. Секущие интрузивные тела имеют контакты, резко пересекающие поверхности напластования вмещающих слоистых осадочных или вулканогенных пород.

  11. Воздействие высокой температуры, а также летучих компонентов, выделяющихся из магмы, приводят к термальному метаморфизму и метасоматическим изменениям вмещающих пород. Возникают зоны экзоконтактовых изменений. Внутри самих интрузий также возникают эндоконтактовые изменения.

  12. Интрузивное тело имеет более молодой возраст, чем самые молодые породы в прорываемом им комплексе, и более древний возраст, чем самые древние породы в комплексе, несогласно перекрывающем интрузию.

  13. Распределение и ориентировка в породе отдельных минеральных зерен и их скоплений (шлиров), возникающих в еще не затвердевшей магме, фрагментов вмещающих пород (ксенолитов), а также трещин, образующихся в отвердевшем, остывающем массиве, объединяются под общим названием прототектоники, или первичной тектоники интрузива.

  14. Прототектоника жидкой фазы включает первичные полосчатые и линейные текстуры, закономерно ориентированные по отношению к контактам интрузии.

  15. Прототектоника твердой фазы – первичные трещины – также закономерно ориентированы по отношению к контактам интрузии.

  16. Ориентировка и частота трещин зависят от внутренней неоднородности массива, вызванной структурами течения. По отношению к последним выделяют поперечные, продольные, пластовые и диагональные трещины.

Вопросы для самопроверки

  1. Перечислить и кратко описать формы залегания эффузивных пород.

  2. В чем заключаются основные особенности залегания вулканогенных толщ?

  3. Как можно отличить при полевых исследованиях тела эффузивных пород от пластовых интрузий?

  4. Как определяется возраст эффузивов и вулканогенных толщ?

  5. Перечислить и кратко описать формы залегания интрузивных тел.

  6. В чем заключается отличие согласных интрузий от секущих?

  7. Каково значение контактовых зон интрузивных тел?

  8. Как определяется возраст интрузий?

  9. Перечислить и кратко охарактеризовать основные элементы внутренней тектоники интрузивных массивов.