33 Первичные формы залегания магматических горных пород. Геологические методы диагностики морфологии и взаимоотношений тел.

Фации и формы залегания эффузивных пород

Фации эффузивных горных пород отражают разные ус­ловия их образования, различия в физико-географической среде, в которой происходит накопление пород, особенности проявления самого вулканизма, соотношения газовых, жидких и твердых про­дуктов извержения, состав магмы, глубинность образования и дру­гие, менее существенные особенности. По латерали фации могут переходить друг в друга и нередко меняются очень быстро, отра­жая сложную и неустойчивую обстановку вулканических процес­сов. Наиболее общим является деление фаций на моренные (под­водные) и континентальные (наземные). В каждой из групп мо­гут быть выделены покровные, эксплозивные, экструзивные (жерловые), субвулканические и пирокластические (пирокласто-осадочные) фации.

Покровные фации. Застывшие потоки лав группируются вокруг жерла вулкана, спускаясь со склонов. Форма и размеры потоков в значительной степени зависят от рельефа, состава пород и газового режима вулкана.

При выровненном рельефе покровы распространяются относи­тельно равномерно вокруг кратера, но их строение и последова­тельность могут очень сильно осложняться действиями боковых кратеров, создающих узкие локальные покровы.

У вулканов, расположенных в гористой местности, изрезанной речными долинами, лавы заполняют понижения в виде узких по­токов, нередко сливающихся вместе. На Кавказе позднеплиоценовые потоки, спускающиеся вниз по долине р. Дебед, имеют длину 120 км, ширину 1—2 км и мощность у начала до нескольких де­сятков метров.

При неоднократных излияниях молодой поток мо­жет располагаться ниже более древнего. Подошва лав обычно оказывает заметное тепловое воздействие (обжиг) на породы, на которые они изливаются, вызывая их покраснение. Ширина обож­женных пород невелика и не превышает нескольких сантиметров.

Покровные фации заключают не только лавы, но лавобрекчии и пирокластический материал, количество которого может возрастать по мере удаления от вулкана и в зависимости от физи­ко-географической обстановки, а также терригенные морские или континентальные отложения.

Эксплозивные фации. Представляют собой взрывы, сопровождающиеся выбросами в воздух либо в водный бассейн под большим давлением газов и паров, ув­лекающих за собой затвердевшие или полужидкие куски лавы, имеющие форму брызг, сгустков или иную форму. Подобный тип извержения характеризует выделение лав кислого и щелочного со­става, реже среднего и основного.

При извержениях кислых и щелочных лав могут возникнуть тя­желые горячие облака из газово-пирокластической смеси, под боль­шим давлением вырывающиеся из жерла вулкана и распростра­няющиеся в виде стелющихся туч или лавин. При остывании всей массы обломков лав они расплющиваются и свариваются, образуя породу, получившую название игнимбритов (палящих туч). Круп­ные уплощенные и линзовидные обломки стекловатой лавы (так называемые «фьямме») вытягиваются вдоль нижних и верхних поверхностей покрова, иногда с тем или иным наклоном уже в первичном состоянии. Игнимбриты могут покрывать площади до десятков тысяч квадратных километров и иметь мощность до 1 — 2 км.

Среди других образований эксплозивных фаций распростране­ны тефры, сложенные вулканическими бомбами, гравием и песком, пирокласты, агломераты и пемзы. При направленных взрывах ча­сти вулканической постройки могут разрушаться, а образующийся крупный обломочный материал переносится на многие километры.

Экструзивные фации. При экструзивном типе изверже­ния происходит выдавливание лавы, находящейся в вязком или уже затвердевшем состоянии, на поверхность. Форма экструзивных тел зависит от формы вулканического канала, по которому они выдавливаются. Они образуют купола, обелиски, неправильные раздутые тела, которые могут переходить в покровы и потоки лав. Обычно экструзии слагаются более крепкими породами, чем окру­жающие их образования, и хорошо выделяются в рельефе.

Экструзивные фации располагаются в верхних частях вулкани­ческих аппаратов, заполняя жерла вулканов, кольцевые, и кониче­ские дайки. Сложены они обычно лавами риолит-андезитового и реже андезит-базальтового состава с хорошо выраженной флюидальной или полосчатой текстурой, ориентированной в направле­нии движения магмы.

Жерловые фации (некки) представляют собой каналы, по которым магма при вулканических извержениях поднимается на поверхность. Таким образом, некки являются частью эруптивного аппарата вулкана. Форма их 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.

В глубоко коэродированных вулканических аппаратах в их цент­ральных частях нередко располагаются гранитоидные либо щелоч­ные массивы, образующиеся в нижних частях жерл вулканических аппаратов или в близповерхностных периферийных очагах.

Большое количество жерл (вулканических трубок), иногда за­ключающих алмазы, обнаружено на Сибирской платформе среди очень полого залегающих карбонатных и песчано-глинистых отло­жений нижнего палеозоя. Они представляют собой замкнутые гор­ловины изометрической или овальной формы до 1—2 км в попе­речнике, суживающиеся книзу. Первоначально каналы трубок были заполнены пирокластическим материалом ультраосновного состава, в который позже внедрились базальты. Породы, выпол­няющие трубки, местами превращены в гранатовые и пироксеновые скарны. Вмещающие породы по периферии трубок залегают спокойно; у контактов с трубками они, как правило, раздроблены, метаморфизованы и завернуты вверх, а иногда вниз. Вдоль контактов трубок с вмещающими породами нередко располагаются мелкие жилы долеритов.

Субвулканические фации. В районах вулканической деятельности образуются вертикальные и крутые тела, недо­стигающие поверхности и сло­женные застывшими лавами, ли­шенными флюидности, полосчатости и других текстур течения. Слагают они небольшие штоки, факолиты, силлы, крутые дайки, большая часть которых располагается в образованиях вулканического конуса. Их поперечные размеры редко превышают 1—2 км.

Пирокластические (пирок л а с т о-о садочные) фа­ции. Пирокластический (пепловый) материал, нередко со следа­ми эоловой сортировки, может покрывать огромные пространст­ва. Мощность пирокластических накоплений и их палеоаналогов— туфов быстро убывает по мере удаления от вулканов вместе с уменьшением размеров обломков застывших в воздухе лав, но са­мый тонкий пепел может пере­носиться на сотни и тысячи кило­метров.

Вблизи вулканических аппа­ратов накапливаются глыбы, вул­канические бомбы, лапиллиевый туф, а также плотные или пори­стые пемзы. Особенно широко пирокласты развиваются при извер­жениях лав щелочного и кислого состава. Известны палеовулканы, у которых покровные фации вообще отсутствуют и вся извергаю­щаяся магма распыляется и отлагается в виде пирокластов. Особое место занимают так называемые лахаровые отложения, намываемые водными потоками, стекающими со склонов действующих вул­канов во время извержения и возникающими за счет ливней в окрестностях вулканов, таяния снегов и ледников, прорыва озер. Вода смывает накопившийся на склонах свежий вулканический ма­териал и в виде грязевых брекчий отлагает его у подножия вулканов или в днищах долин. Состоят лахаровые отложения из неотсор­тированных вулканических продуктов с полуокатанными или угло­ватыми глыбами и обломками лав, сцементированных пеплово-глинистой массой. Их мощность может достигать десятков метров.

Формы залегания интрузивных пород

Интрузивные породы в земной коре развиты чрезвычай­но широко. Они сосредоточены преимущественно в фундаментах древних платформ и в складчатых областях, но слабо развиты или вообще отсутствуют в платформенном чехле.

85% всех интрузивных пород сложено гранитоидами, 10% при­ходится на долю средних нормальных и щелочных по составу по­род. Основные и ультраосновные породы составляют не более 3— 5%.

Возраст основной массы обнаженных на поверхности гранитоидов древний, допозднепротерозойский; значительные площади гранитоиды слагают в байкальской и фанерозойской складчатых областях; однако чем моложе складчатая область, тем меньшее количество и меньшие по размерам интрузивные массивы в них обнажены. Это явление отчасти можно объяснить меньшей глубиной эро­зионного среза молодых складчатых областей, а, возможно, также и последовательным перемещением во времени уровня гранитообразования на большие глубины в связи с прогрессивным падением температуры земной коры.

Весьма разнообразны размеры и формы массивов, сложенных интрузивными породами. Их размеры меняются от сотен километ­ров в поперечнике до тел шириной не более десятков сантиметров; каждый интрузивный массив имеет собственную неповторяющуюся форму, как в горизонтальном, так и в вертикальном сечении. Приведенная ниже систематика массивов, отражающая их раз­меры, форму и отчасти состав, условна и носит формальный ха­рактер, но она удобна тем, что каждый из выделенных типов массива обладает некоторыми общими чертами строения. При этом учтены многие специфические особенности условий формирования массивов ультраосновных пород, описание которых обособлено от характеристики массивов иного состава.

Среди интрузивных тел в порядке убывания их разме­ров выделяются следующие типы: ареал-плутоны, батолиты, што­ки, лакколиты, лополиты, факолиты, магматические диапиры, дай­ки, интрузивные залежи (силлы), апофизы (языки).

Ареал-плутоны. Представляют собой огромные по площади массивы гранитов и гранитогнейсов, не имеющих определенных очертаний, с поперечными размерами в сотни кило­метров. Распространены они в архейском и нижнепротерозойском фундаменте древних платформ на Алданском, Украинском щитах, в Карелии и других областях. Вмещающие их глубокометаморфические толщи встречаются также в виде участков неправильной формы внутри массивов или в их краевых частях. Внешние границы ареал-плутонов неправильные и нередко крайне прихотливые в своих очертаниях.

Формируются при неоднократно повторяющих­ся этапах интрузивной деятельности. Большое значение при этом имеют процессы гранитизации протоосадочных и протометаморфических комплексов в условиях незначительных глубин и очень вы­соких температур приповерхностных частей архейской и нижне­протерозойской земной коры. В более поздние периоды истории формирования коры подобные условия отсутствовали.

Батолиты. Это крупные массивы интру­зивных пород, сложенные главным образом гранитами и гранодиоритами, имеющими площадь выхода на поверхность более 100 км². Размеры батолитов могут быть очень большими и до­стигать сотен километров в длину и десятков километров в шири­ну. Известны овальные и округлые батолиты с размерами в многие десятки километров.

Наиболее крупные из батолитов сосредоточены в областях бай­кальской и палеозойской складчатости. Их контакты с вмещающи­ми породами всегда горячие и секущие. Они могут быть ровными, волнистыми, бугорчатыми, зазубренными или иметь вид различно­го рода ветвлений.

Верхняя поверхность батолитов обычно обладает плавными по­логими очертаниями, нарушаемыми многочисленными куполовид­ными выступами различной формы. Боковые поверхности батоли­тов имеют сложное строение. Нередко они наклонены в стороны от центральных частей массива; встречаются также вертикальные бо­ковые поверхности и поверхности, наклоненные к центру батоли­тов. Менее ясно строение нижнего ограничения батолитов. Геофизи­ческие данные показывают, что вертикальные размеры батолитов чаще составляют 6—10 км. Ниже располагается неровная граница с вмещающими породами, нередко имеющая вид суживающегося книзу корневидного канала. Таким образом, батолиты либо свекловидны с узким подводящим каналом, отходящим вниз от центральной части дна массива (батолиты центрального типа), либо языкоподобны, причем в этом случае подводящий канал расположен сбоку (батолиты трещинного или щелево­го типа).

Породы, вмещающие батолит, на контакте с интрузивными об­разованиями носят явные следы проплавления, и их слоистость как бы обрезается интрузивными контактами. Однако в более общем плане нередко удается уловить отчетливые следы механического воздействия магмы на окружающие толщи. Это выражается в из­гибе осей складок в плане параллельно границам боковых поверх­ностей батолитов, в появлении разрывов и иных дефор­маций, указывающих на раздвижение пород в стороны и вверх.

До настоящего времени еще не решена проблема пространства, занимаемого батолитами. Наибольшим признанием среди геологов пользуются три точки зрения. Согласно одной из них, пространство при формировании батолитов образуется за счет обрушения кров­ли. Обломки кровли, падая в поднимающуюся магму, тонут в ней и постепенно растворяются. По второй гипотезе, породы, сквозь ко­торые поднимается магма, постепенно растворяются и ассимили­руются магмой. За счет растворения вмещающих пород у контак­тов батолитов образуются различные гибридные (смешанные) ин­трузивные породы. Наконец, согласно третьей точке зрения, магма, внедряясь в земную кору, приподнимает ее на обширных площа­дях, не нарушая отдельных структур, и образующиеся батолиты располагаются между комплексами пород, различающихся харак­тером развитой в них складчатости и степенью метаморфизма (межформационные батолиты). Помимо изложенных точек зрения, существуют представления о гранитизации, предполагающие обра­зование гранитных батолитов путем переработки глубинными рас­творами и парами осадочных пород, остающихся на месте. Высказанные выше мнения следует дополнить соображениями о механиз­ме образования батолитов.

Глубокие крутые разломы в земной коре создают благоприят­ные условия для продвижения вдоль них магматических распла­вов. Насыщенная газами магма под влиянием внутреннего давле­ния и вследствие меньшей плотности по сравнению с окружающи­ми породами станет перемещаться вверх от магматического очага. Магма при достижении верхних частей земной коры в результате изменения внешнего давления и потери летучих компонентов будет становиться более вязкой. Дегазация и охлаждение приведут к затвердению магмы, закупорке подводящего канала с образовани­ем у его верхнего конца «пробки». Последняя будет препятство­вать продвижению магмы вверх. При этом перемещение магматиче­ских расплавов из более глубоких зон земной коры может продол­жаться, и они станут нагнетаться в подпробковое пространство, имея возможности перемещаться вверх, расплавы распространяются в стороны и образуют грибообразное расширение, сужиающееся вниз до размеров подводящего канала. Перемещению магмы в стороны будет способствовать ослабление бокового сопротивления со стороны окружающих пород в верхних частях земной коры.

Вполне вероятно предположение, что возникновение грибооб­разного расширения в верхней части интрузивного тела может сопровождаться раздвижением вмещающих пород в стороны и вверх с частичной их ассимиляцией, что в отдельных случаях соз­дает условия для нагнетания магмы не только в подпробковое, но и в надпробковое и боковые пространства. Магма при своем дви­жении может полностью отторгать от вмещающих пород значительные по размерам участки, которые вследствие большой плот­ности будут в ней тонуть, освобождая место для вновь поступаю­щих магматических расплавов.

Штоками называются интрузивные тела, сложенные преимущественно гранитоидами и имеющие площадь выхода на по­верхность менее 100 км². Форма штоков, округлая или вытянутая, изредка неправильная. Штоки могут образовывать самостоятельные массивы и тогда характеризуются всеми чертами строения, свойственными батоли­там. Очень часто они представляют собой неглубоко вскрытые эрозией верхние выступы гранитных батолитов или тела в виде куполов и гребней, ответвляющихся от кровли или боковых поверх­ностей, скрытых на глубине интрузивных массивов.

Лакколитами называются небольшие (до 3—6 км в попе­речнике) грибообразные тела, границы которых согласны с по­верхностями слоистости вмещающих их пород. Лакколиты являют­ся распространенной формой гипабиссальных интрузий. Они образуются в результате нагнетания магмы в межпластовые или, межформационные пространства. Верхние слои, покры­вающие лакколиты, подвергаются интенсивному механическому воздействию магмы и обычно изогнуты в соответствии с контурами лакколита. Высота лакколита чаще меньше их горизонтальной длины, а толщина уменьшается к периферии. Образование лакко­литов происходит вблизи земной поверхности.

Лополитами называются блюдцеобразные тела, залегаю­щие согласно с вмещающими породами, образованные главным образом основными, ультраосновными или щелочными породами и реже гранитоидами. Размеры лополитов различны. Они образуют небольшие залежи и огромные тела в сотни километров в попереч­нике Лополит Бушвельда, например, имеет длину около 300 км.

Факолитами называются небольшие интрузии, имеющие серповидную форму в разрезе (рис. 250). Они образуются в ядрах антиклинальных или реже синклинальных складок. Мощность фа­колитов измеряется сотнями, в редких случаях тысячами метров. Магма, образующая факолиты, внедряется в ослабленные участка между слоями в замках складок. Наиболее благоприятны для об­разования факолитов участки с крутым погружением шарнира.

Магматические диапиры принадлежат к гипабиссальным вертикальным или крутым интрузиям. Они характеризуются резко вытянутой веретенообразной или грушевидной формой в пла­не (рис. 251, а) и в разрезе (рис. 251, б), относительно небольши­ми размерами (от десятков метров до нескольких километров) и секущими контактами с вмещающими породами. Магматические Диапиры при своем образовании вызывают в окружающих толщах появление разрывов и интенсивные смятия и сами внедряются в ослабленные участки земной коры, вдоль разрывов и крупных трещин.

Дайки, часто не вполне правильно называемые также жила­ми, представляют собой плитообразные тела, размещающиеся в трещинах земной коры. Они могут быть выполнены различными по составу породами как интрузивными, так и эффузивными. Раз­меры даек очень различны. На Алдане описана сложенная габбродиабазом дайка длиной более 100 км и мощностью до 250 м. Подавляющее большинство их залегает круто или вертикально; с вмещающими породами они имеют резко секущие контакты.

Трещины, выполненные дайками, образуются обычно при об­щем или локальном растяжении горных пород. Часто встречаются групповые дайки, образующие пояса. Расположение даек в поясах может быть параллельное, кулисобразное и т. д. Особую группу составляют кольцевые дайки. Эти дайки развиваются по окружно­сти около центра, выраженного или небольшим штоком интрузивных пород, или кольцевой же дайкой. Мощность даек обычно не превышает нескольких метров, но возможна и значительно боль­шая мощность. Диаметр всей системы даек от 1 до 25 км.

Рис. 250. Факолиты в ядре ан­тиклинальной складки	Рис. 251. Магматические диапиры, по В. Н. Павлинову

В вертикальных разрезах кольцевые дайки обычно крутые или почти вертикальные; они могут иметь и коническое расположение и быть наклоненными к центру всей системы, образуя как бы во­ронку, суживающуюся книзу. Кольцевые, как и конические, дайки образуются при оседаниях кровли над расположенным ниже маг­матическим очагом.

Интрузивные залежи, или силлы, образуются при внедрении магмы вдоль поверхностей наслоения. Известны интру­зивные залежи площадью до 10000 км². Их мощность колеблется в широких пределах — от самых тонких инъекций до 600 м, но чаще встречаются силлы мощностью от 10 до 50 м. Сложены силлы раз­личными по составу породами — от гранитов до габбро, однако зна­чительно чаще встречаются залежи основных пород.

В условиях геосинклинального развития интрузивные залежи обычно возникают при опусканиях земной коры одновременно с накоплением осадков, но они могут формироваться и позже обра­зования вмещающих осадочных толщ: их появление в таких слу­чаях происходит в обстановке интенсивной вулканической деятель­ности.

Нередко межслойные инъекции магмы образуют серию залежей, расположенных одна над другой и соединенных друг с дру­гом ответвлениями, секущими вмещающие породы. По­добные залежи, сложенные обычно габбро-диабазами, широко развиты в залегающих почти горизонтально континентальных пермских и каменноугольных породах Сибирской платформы. Не всег­да легко отличить интрузивную залежь от излившихся пород (сло­ев застывших лав). Следует иметь в виду, что интрузивная залежь моложе пород кровли и почвы, в то время как .потоки застывшей лавы моложе подстилающих пород, но древнее пород кровли. Наи­более надежными признаками, указывающими на принадлежность пород к интрузивной залежи, служат контактовые изменения во вмещающих породах у кровли и подошвы интрузивного тела и оторочка закала, а также присут­ствие тонких жилок и ответвлений (апофиз) в породах кровли.

Апофизы (языки) представ­ляют собой небольшие, слепо за­канчивающиеся ответвления от крупных магматических тел.

Рис. 253. Интрузивные залежи (силлы) в разрезе

Приведенные выше формы инт­рузивных тел гранитного состава по отношению к слоистости вмеща­ющих их пород делятся на две группы: согласные и несогласные.

Ограничивающие поверхности у согласных интрузий параллельны слоистости. Несогласные интрузии прорывают вмещающие слои­стые толщи, и их контакты имеют отличную от слоистости фор­му и иное залегание. К согласным интрузиям относятся: лакколи­ты, факолиты, интрузивные залежи; к несогласным — батолиты, штоки, некки, жилы.

В общей структуре складчатых областей интрузии занимают различное положение. Они могут быть ориентированы согласно с общим направлением складок, как, например, на Урале, где все более или менее крупные гранитные батолиты вытянуты в соответ­ствии с ориентировкой складчатости. В других случаях крупные интрузии — батолиты и штоки — расположены поперек или очень редко под углом к общему направлению складчатых сооруже­ний.

Массивы, сложенные ультраосновными и сопровождающими их основными породами, редко достигают значительных размеров. Обычно их максимальный поперечник меньше 10 км. На поверх­ности они образуют крайне неправильные тела с многочисленными ответвлениями во вмещающие толщи, секущие и согласные линзы и дайки. Таким же непостоянством отличаются массивы ультрабазитов и в вертикальных разрезах. Почти всегда отмечается ясная приуроченность ультраосновных пород к зонам крупных разрывов. Нередко тела ультрабазитов вытягиваются в цепочки вдоль раз­ломов, составляя пояса протяженностью в сотни и даже тысячи ки­лометров. Ярким примером может служить пояс ультрабазитовых тел в средней части Уральского хребта в зоне Уральского глубин­ного разлома.

Условия формирования массивов ультрабеновных пород далеко не ясны. Прежде всего необходимо.отметить большое непостоянство их физических свойств. Свежие, неизмененные пироксениты и габбро по своей твердости мало отличаются от гранитов, однако процесс серпентинизации, обычно в той или иной степени развитый в этих породах, резко повышает их пластичность, а серпентиниты по своим физическим свойствам близки к гипсам. Это обстоятель­ство создает благоприятные условия для выжимания и перемеще­ния серпентинитов вместе с участками слабосерпентинизированных или неизмененных пород в верхние структурные этажи вдоль зон глубинных разломов и иных структур с повышенной проницае­мостью в земной коре. Возникающие при движении серпентинитов контакты с вмещающими породами носят тектонический характер и напоминают границы, обрамляющие пластичные ядра соляных куполов, а сам процесс перемещения магматических пород в хо­лодном состоянии сквозь окружающие толщи получил название «протрузивного» процесса.

При изучении ультраосновных пород следует иметь в виду, что процесс серпентинизации сопровождается увеличением их объема, а это приводит к образованию очень сложных пластических и раз­рывных деформаций внутри самих массивов.

Многочисленные данные об абсолютном возрасте ультраоснов­ных пород, распространенных в различных областях, показывают принадлежность многих из них к наиболее ранним породам земной коры (архей).

Все это создает впечатление о вторичном, протрузивном поло­жении ультрабазитов среди пород палеозоя и мезозоя. Одни ис­следователи полагают, что выжимание ультраосновных пород вверх происходит по вертикальным или крутонаклонным зонам, по мнению других, серпентиниты способствуют образованию крупных покровных структур в земной коре и сосредоточены вдоль горизон­тальных или пологих поверхностей волочения.

Изучение контактовых ореолов

Внедряющаяся магма всегда воздействует на окружаю­щие породы. Под влиянием выделяющихся из нее паров и газов и высокой температуры вмещающие толщи изменяются и перекристаллизовываются с образованием роговиков, скарнов и других контактово-метаморфических пород, причем степень этого измене­ния постепенно убывает при удалении от (контакта интрузии. Ши­рина зон контактов измененных пород (экзоконтактовые зоны) у различных интрузий и даже у одной и той же интрузии бывает неодинакова. Наиболее широкие ореолы контактового метаморфизма, достигающие 1—3 км, развиваются вокруг интрузий гранитов, тогда как у интрузий среднего и основного состава ширина их часто не превышает одного или нескольких метров. Мощность контактовых ореолов над кровлей интрузивных тел почти всегда боль­ше, чем у их боковых поверхностей. Контактово-измененные поро­ды неодинаковы и в значительной степени зависят от первоначаль­ного состава вмещающих толщ.