4.3.3. Внутреннее строение расслоенных интрузивов
К числу расслоенных интрузий относят те интрузивы, которые удовлетворяют хотя бы одному из ниже перечисленных условий:
1) наличие серии выдержанных слоёв, согласно залегающих один на другом без секущих взаимоотношений и без закалённых краевых оторочек (ритмическая расслоенность);
2) систематические изменения состава минералов (твёрдые растворы), однозначно связанные с положением в разрезе интрузива (скрытая расслоенность).
|
| |
|
Рис. 4.21. Схема строения затвердевающего интрузива. 1 – главный объём расплава; 2 – зона кристаллизации; 3 – затвердевшие части интрузива; 4 – зона закалки; 5 – очаги остаточного расплава; 6 – затвердевшие жильные породы; 7 – вмещающие породы; 8 – конвекционные токи. |
Рис. 4.22. Принципиальная схема строения расслоенного интрузива. 1 – зона закалки; 2 – краевая серия (I – нижняя группа, II – боковая группа, III – верхняя группа); 3 – центральная (расслоенная) серия; 4 – зона термального воздействия интрузива; 5 – вмещающие породы. |
При характеристике внутреннего строения расслоенных интрузивов (рис. 4.21, 4.22) необходимо выделить три группы пород: 1) зону закалки; 2) краевую группу пород (породы внешней оболочки); 3) расслоенную группу пород (породы ядерной части). Породы краевой группы в свою очередь по местоположению подразделяют на верхние, боковые и нижние. Между расслоенной и верхней краевой группой располагается промежуточный горизонт.
Зона закалки, как отмечалось выше, небольшая по мощности, представлена мелкозернистыми породами, соответствующие по составу исходной магме.
Краевая группа породподразделяется на верхнюю группу, боковую и нижнюю (рис. 4.22).Верхняякраевая группапород осложняется гетерогенностью, которая обусловлена многочисленными включениями вмещающих пород и пластовыми телами гранофиров и микропегматитов. Между верхней краевой группой и расслоенной серией может бытьпромежуточный («сандвичев»)горизонт. Направления изменения кумулуса в расслоенной и в верхней краевой группе имеют встречный характер, отражая их формирование от стенок камеры к единому структурному центру – промежуточному горизонту. Он образуется на самой поздней стадии становления интрузива и поэтому представлен породами с наиболее низкотемпературными минеральными ассоциациями без кумулятивных структур.Боковаякраевая группаобычно состоит из двух частей – внешней и внутренней, различающихся по строению и составу пород. Породы внешней части образованы из недифференцированной мантии, а кристаллы, например, плагиоклаза могут быть вытянуты длинными осями внутрь массива. Породы внутренней зоны могут быть сопоставимы с породами расслоенной группы, в них может быть полосчатость течения, обычно субпараллельная внешнему контакту интрузива. Контакт между боковой краевой и расслоенной группами представляет собой зону перехода мощностью от 1 м и более. Породы расслоенной группы у контакта с боковой в зоне мощностью до 100 м характеризуются максимальными наклонами слоёв, иногда с нарушением их залегания.Нижняя краевая группа,расположена в основании массива, имеет небольшую мощность и характеризуется маломощной зоной закалки и расслоенной зоной с субгоризонтальным расположением слоёв.
|
|
|
Рис. 4.23. Схема внутреннего строения (а) и разреза (б) Шельтингского расслоенного плутона, по В.В.Солодкевичу (1978). 1 – закалённая краевая фация; 2 – краевые группы; 3 – расслоенная группа; 4 – «сандвичев» горизонт; 5-10 – пачки переслаивания (5 – дунитов и перидотитов, 6 – перидотитов и пироксенитов, 7 – пироксенитов, 8 – норитов и габброноритов, 9 – габброноритов и габбро, 10 – габбро и габбродиоритов); 11 – границы крупных мегаритмов плутона; 12 – направленность формирования плутона; I, II, III – мегаритмы. |
Для расслоенной группы, особенно для её нижних и средних горизонтов, типично проявление макро- и микрорасслоенности (рис. 4.22, 4.23). Нередко интервал расслоенных пород состоит из сотен и тысяч слоёв. Расслоенность обусловлена переменным количеством одних и тех же породообразующих минералов в вертикальном разрезе. У смежных слоёв нередко наблюдаются чрезвычайно резкие различия количественно-минерального состава при относительно однородном или постепенно изменяющемся составе внутри слоя.
Следовательно, расслоенность можно представить в виде серии гомогенных единиц, разделённых плоскостными границами. В тектонически-ненарушенных интрузивах границы почти горизонтальны в центральных частях массива и наклонены внутрь массива в его краевых частях. Чем ближе к боковой группе, тем наклон слоёв круче. Слои могут прослеживаться параллельно друг другу на огромные расстояния, многие в пределах всего массива.
По характеру размещения минералов в слоях различают два рода ритмов. В ритмах I родатемноцветные минералы внутри полосы распределены равномерно и оба контакта обладают одинаковой резкостью или постепенностью переходов к лейкократовым прослоям. Вритмах II родатемноцветные минералы внутри полосы распределены неравномерно. Один из контактов резкий, другой – постепенный. Резкий контакт отвечает основанию ритма. От основания к кровле ритма содержание темноцветных минералов, а нередко, и их размер постепенно уменьшаются. Среди ритмов II рода выделяются две разновидности: 1 –непрерывныеритмы, обладающие полной параллельностью в ритмах и границах между ними; 2 –прерывистыеритмы – при общей субпараллельности полос в различных ритмах основания ритмов не параллельны, а образуют глубокие карманы в кровлевую часть нижележащего ритма. Прерывистые ритмы встречаются значительно реже, чем непрерывные.
В зависимости от мощности слоёв ритма выделяют макроритмичнуюрасслоенность (от первых метров до десятков метров),мезоритмичную(от десятков сантиметров до первых метров) имикроритмичную(мощности слоёв от нескольких миллиметров до 10 сантиметров).
Расслоенную группу при изучении расчленяют на петрографические разновидности, ритмические единицы и зоны.
Петрографические разновидностивыделяются на основании количественно-минералогического состава пород, а также по их структурным особенностям, например,ортокумулаты, адкумулаты,мезокумулат игетерокумулатыпо Л.Р.Вейджеру (Wager, 1960) и аккумулаты(Upton, 1961). Выявление различных типов кумулатов помогает яснее представить этапы и условия протекания процесса кристаллизации магмы.
Кумулаты(от латинского слова cumulus – куча, кучное скопление) – продукты аккумуляции минералов того или иного состава, представляющие фракции производных ранней кристаллизации магмы. В кумулатах различаютсякумулы, или зёрна минералов, продуктов ранней кристаллизации магмы, иинтеркумуляционный расплав, кристаллизующийся в промежутках между кумулами. Кристаллизация интеркумуляционного расплава может продолжаться долгое время в течение большого интервала температур. Скопления кумул – кумулаты – могут образовывать слои течения мощностью в несколько десятков метров. По мере кристаллизации изменяется не только состав кумул, но и остаточной интеркумуляционной жидкости, последняя нередко приближается к составу гранофиров (кварцевых порфиров).
Ортокумулаты– породы, состоящие из скоплений (или кумул) одного минерала и продуктов интеркумуляционного расплава. В ортокумулатах постоянное взаимодействие кумул с интеркумуляционным остаточным расплавом (т.е., реакции между жидкой фазой и кристаллами) приводит к формированию зональности в строении минералов.
К адкумулатамотносятся такие кумулаты, в которых в результате диффузии происходил обмен веществом между интеркумуляционным расплавом и магмой, в результате чего интеркумуляционный расплав сохранялся постоянным, а кумулы характеризуются однородным (не зональным) сложением. Адкумулаты могут образоваться также в результате выжимания интеркумуляционного расплава в процессе движений, что способствует предотвращению реакций между кумулами и интеркумуляционным остаточным расплавом.
Мезокумулатызанимают промежуточное положение между ортокумулатами и адкумулатами.
Гетерокумулатысходны с адкумулатами, т.е. образуются в результате диффузии вещества из магмы, но отличаются тем, что интеркумуляционный расплав кристаллизуется при более высокой температуре с образованием пойкилитовой структуры (крупные кристаллы высокотемпературного минерала цементируют кумулы другого минерала).
Аккумулат– порода, состоящая только из кумула, представленного одним минералом (мономинеральная порода, например, анортозит).
В ритмитах кумулаты различного состава в виде слоёв течения светлого и тёмного цветов часто чередуются между собой. Светлый и тёмный слои течения составляют один ритм.
Выделение ритмических единицосновывается на легко различимом признаке – повышенной концентрации наиболее высокотемпературного кумулативного минерала в их основании и более низкотемпературного – в их верхах, а также увеличение количества интреркумулативного материала вверх по разрезу. Повторение одинаковых наборов пород во многих ритмах расслоенной группы свидетельствует о многократной повторяемости условий кристаллизации магматического расплава. Всю ритмическую серию лучше называть как кумулат определенного минерального состава. Кумулативные минералы в определении породы следует перечислять в порядке увеличения их количества, например, оливин-бронзит-плагиоклазовый кумулат – ритмическая единица, в которой преобладает плагиоклаз.
Части разреза расслоенной группы, в которых формировались определённые минералы кристаллического осадка или их ассоциации, называются зонами (мегаритмами). Наилучшими признаками для разделения расслоенной группы на зоны служит появление и исчезновение кумулативных минеральных фаз.
Для объяснения происхождения полосчатости предложено много гипотез. Главнейшие из них составляют три группы:
1. Ликвационные гипотезы – расщепление однородной магмы в жидком состоянии (до кристаллизации первых твёрдых фаз) на две или несколько несмешивающихся жидкостей и кристаллизация из них полос разного состава.
2. Гипотезы кристаллизационной дифференциации с фракционированием твёрдых фаз. Существо их состоит в отделении и концентрации выделившихся из магмы кристаллов и образовании из них полос разного состава. В эту категорию включаются процессы:
а) осаждения или всплывания кристаллов (гравитационная дифференциация);
б) образования скоплений кристаллов в процессе движения магмы (кинематическая дифференциация);
в) всплывания кристаллов с одновременным движением не в вертикальном направлении (гравитационно-кинематическая дифференциация).
3. Гипотеза затвердевания, по которой главнейшее значение имеет температурный фактор, а кристаллизация происходит в условиях полностью изолированной магматической камеры.
В качестве основных причин, приводящих к кристаллизационной дифференциации можно назвать переохлаждение расплава, диффузия магмы, изменение теплового режима, конвекционные токи и гравитация.