Фанерозойские палеоаналоги магматизма на границах литосферных плит

В течение фанерозоя и позднего докембрия характер тектоно-магматической активности в целом подчинялся тем же закономер­ностям, что и в настоящее время. В пределах складчатых поясов наблюдаются тектонические блоки литосферы древних океанов, известные в качестве офиолитовых ассоциаций, а сами складча­тые пояса представляют собой завершившие свое развитие облас­ти деструктивных тектонических обстановок.

12.3.1. Офиолитовые ассоциации — палеоаналоги магматических ассоциаций в конструктивных обстановках

Фрагменты океанической коры, сохранившиеся после замы­кания древних океанов, представлены породами офиолитовой ас­социации. Их изучение позволило исследовать глубинное строение океанической коры, пока не доступное для глубоководного бурения. Однако далеко не все офиолиты представляют собой фрагменты от­крытых океанов; многие из них (если не большинство) являются фрагментами коры задуговых бассейнов.

Офиолитовая ассоциация была выделена в начале XX века Г.Штейнманном в Альпах и Аппенинах. В тех местах, где первона­чальное залегание пород не нарушено последующими тектоничес­кими перемещениями, в вертикальном разрезе ассоциации выделя­ются снизу вверх три комплекса: 1 — ультрамафитовый, 2 — габброидный и 3 — вулканических пород основного состава. Соче­тание этих комплексов называют триадой Штейманна. Иногда меж­ду габброидами и вулканитами появляются многочисленные пре­имущественно вертикальные дайки диабазов, вплотную или почти вплотную прилегающие друг к другу (комплекс параллельных даек; англ. sheeted complex). Обычно указанные комплексы интенсивно дислоцированы и слагают системы тектонических блоков, разделен ных разрывами. Часто это пологие надвиги, вдоль которых про...

Часть II. Магматические горные породы (петрография)

ходили значительные горизонтальные перемещения отдельных пла­стин. Нередко офиолитовая ассоциация представлена зонами тек­тонического меланжа (франц. melange — смесь) с хаотическим че­редованием глыб и блоков, сложенных породами разного состава и возраста.

Рис. 12.8. Принципиальная схема стро­ения офиолитовой ассоциации 1 — вулканиты; 2 — параллельные дайки; 3 — габброиды; 4 — чередование ультрама-фитов и габброидов; 5- дуниты; 6— гарц-бургиты и лерцолиты; 7 - жилообразные ультрамафиты и габброиды; 8— хромититы

Офиолитовая ассоциация распространена в фанерозойских и позднедокембрийских складчатых областях, где выделяются офио-литовые пояса — относительно узкие и протяженные шовные текто­нические зоны, насыщенные ультрамафитами и базитами. В нашей стране хорошо изучены палеозойские офиолитовые пояса Урала. Большая часть офиолитов этой провинции приурочена к Главному Уральскому разлому, вдоль которого они протягиваются примерно на 2500 км. Офиолитовые пояса прослежены в южном обрамлении Сибирской платформы, на Корякском нагорье, в Закавказье. Эта­лонными являются мезо­зойские офиолитовые пояса Средиземноморья (Италия, Югославия, Турция и дру­гие страны). Широкую известность получили офи-олиты о-ва Кипр. Офиоли­товые пояса обнажены на островных дугах по перифе­рии Тихого океана. Наибо­лее полные разрезы описа­ны в Новой Каледонии на островах Папуа-Новая Гви­нея. Подробны изучены офиолиты Аппалачей на территории США и Канады. Исследования, выполнен­ные в разных частях земно­го шара, позволили устано­вить общие закономерности условий залегания, состава и строения пород, входящих в офиолитовую ассоциа­цию, генерализованный разрез которой показан на рисунке 12.8.

12. Магматические ассоциации

В основании разреза залегает ультрамафитовый комплекс, сло­женный преимущественно гарцбургитами весьма устойчивого со­става: 80—85% объема породы занимает магнезиальный оливин (Fo₉₂_₉₀) и 15-20% — ортопироксен (Еn₉₂_₉₀). Значительно реже встречаются лерцолиты. Среди перидотитов залегают неправильные или жилоподобные тела дунитов.

Ультрамафиты обладают бластическими микроструктурами, возникшими в результате пластической деформации и перекристал­лизации твердого пироксен-оливинового агрегата при высокой температуре. С ростом интенсивности деформаций и перекристал­лизации протогранулярная структура ультрамафитов сменяется порфирокластической, а затем гранобластовой.

Ультрамафиты залегают в виде тектонических блоков разных размеров. Наиболее крупные из них имеют форму полого наклонен­ных пластин мощностью до 5—6 км. Площадь выходов таких тел из­меряется тысячами квадратных километров (Войкарский массив на Полярном Урале, Кемпирсайский и Хабарнинский массивы на Южном Урале).

Крупные тела ультрамафитов представляют бескорневые надви-говые пластины, которые тектонически перекрывают различные по­роды, не оказывая на них контактового термического воздействия. Метаморфизм, который иногда испытывают подстилающие породы, обусловлен нагревом в процессе тектонических перемещений. Рань­ше в качестве контактовых роговиков описывались родингиты — своеобразные метасоматические породы, состоящие из Са-граната (гроссуляра), диопсида и шпинели. Родингиты нередко развиты вдоль контактов ультрамафитов, однако они являются результатом не теплового воздействия перидотитов на вмещающие породы, а взаи­модействия этих пород с гидротермальными растворами.

Ультрамафиты почти всегда представлены на выходах серпен­тинитами. Заметим, что термин офиолит происходит от греческо­го корня ophi (змея) и подчеркивает обилие серпентинитов, напо­минающих своей окраской змеиную кожу. Недаром серпентиниты часто называют змеевиками.

Перидотиты офиолитовой ассоциации часто называют альпино-типными, подчеркивая тем самым приуроченность офиолитовых поясов к складчатым областям альпийского типа.

По всем данным, ультрамафиты нижнего комплекса являются мантийными тектонитами, прошедшими стадию высокотемпера­турного твердопластичного течения. Перидотиты сильно обеднены

Часть II. Магматические горные породы (петрография;

легкоплавкими компонентами (К, Na,Ca, Al, Ti), и поэтому их ча­сто называют истощенными, или деплетированными. Эти породы обычно рассматривают как твердые остатки (реститы), оставшие­ся после частичного плавления мантийного вещества и удаления из него магматической жидкости. В верхнюю часть земной коры они были перемещены в твердом состоянии в виде тектонических бло­ков, пластин и линз. Возраст ультрамафитов нигде точно не опре­делен; возможно, они значительно древнее, чем вышележащие габ-броиды и вулканиты.

Выше мантийных гарцбургитов располагается габброидный ком­плекс. В общем случае он состоит из двух различных по составу ча­стей: 1 — переслаивающихся ультрамафитов (дунитов, перидотитов, пироксенитов) и 2 — перекрывающих их габброидов (габбро, оли-виновых габбро, троктолитов, габброноритов, анортозитов, ферро-габбро). Обе части комплекса часто содержат линзы и прослои по­род контрастного состава (ультрамафиты в габброидах, и наоборот). Собственно габброидную часть разреза можно, в свою очередь, раз­делить на нижнюю расслоенную и верхнюю однородную. Послед­няя, как правило, не содержит ультрамафитовых прослоев, но не­редко включает средние и кислые породы (диориты и плагиограниты). Общая мощность комплекса достигает несколь­ких километров.

В минеральном составе габброидов преобладают плагиоклаз, клино-и ортопироксен и оливин. Характерен очень основной пла­гиоклаз (Аn₉₅_₈₀), особенно для нижней части разреза. Анортит и битовнит обычно представлены незональными кристаллами. Вверх по разрезу основность плагиоклаза несколько уменьшается, и он становится зональным от Аn₈₀_₇₀ в ядре до Аn₅₀_₃₀ во внешних зонах. Габброиды отличаются низкими содержаниями магнетита, апатита и сфена.

Массивы габброидных пород и сопряженных с ними ультра­мафитов, входящие в офиолитовую ассоциацию, представляют со­бой интрузивные тела, имеющие активные контакты с ультрамафи­ческим комплексом и другими вмещающими породами.

Комплекс параллельных базитовых даек развит лишь в некоторых офиолитовых поясах. Во многих офиолитах он отсутствует, но там, где этот комплекс проявлен, он выглядит столь эффектно, что его принято рассматривать как характерный элемент офиолитовой ас­социации. Параллельные крутопадающие дайки диабазов располо­жены выше плутонических пород габброидного комплекса и ниже

12. Магматические ассоциации

вулканитов, завершающих офиолитовый разрез. Плотность даек бывает столь велика, что они контактируют непосредственно друг с другом, часто обнаруживая при этом закаленные эндоконтакто-вые зоны с афанитовой структурой. Известны случаи, когда дайки имеют зону закалки только с одной стороны. Можно полагать, что такие дайки внедрялись между еще не остывшей предшествующей дайкой и холодной более древней породой. Мощность даек колеб­лется от 10 см до 5 м, а общее их количество может измеряться ты­сячами. Например, в офиолитах о-ва Кипр на расстоянии 100 км на­считывается 48 000 параллельных даек.

Геологические соотношения показывают, что диабазовые дай­ки, состоящие из офитового агрегата плагиоклаза и клинопироксе-на, служили питающими каналами для базальтовых потоков, зале­гающих выше. Менее ясно, каково продолжение даек на глубину. Некоторые дайки пересекают породы габброидного и ультрама­фического комплексов, но главная их масса заполняет пространст­во над габброидами. В низах лайкового комплекса часто развита пе­реходная зона с останцами плутонических пород в междайковых пространствах. Вниз по разрезу количество таких останцов посте­пенно увеличивается. По-видимому, базальтовый расплав, подни­мавшийся вдоль единичных трещин, начинал растекаться на этом уровне в горизонтальном направлении, образуя множество парал­лельных крутопадающих пластин.

Вулканический комплекс, завершающий разрез офиолитовой ас­социации, представлен основными лавами и вулканокластитами, которые накапливались на дне глубоководных морских бассейнов, где они переслаивались с осадками, преимущественно кремнис­тыми. Мощность отдельных лавовых потоков достигает 10—30 м. Широко развиты базальты с подушечной отдельностью (пиллоу-ла­вы). Суммарная мощность вулканитов, образованных подушечны­ми лавами в ненарушенных разрезах колеблется от десятков метров до нескольких километров, составляя в среднем 1—2 км. Обычно ла­вы трансгрессивно перекрываются морскими осадками (преимуще­ственно кремнистыми, реже углисто-кремнистыми сланцами, из­вестняками и песчаниками).

Нижняя часть разреза лавовой толщи обычно представлена низ­кокалиевыми толеитовыми базальтами с умеренным и низким со­держанием MgO. В верхах разреза нередко появляются пикробазаль-ты, обогащенные магнезией. Базальты со щелочным уклоном для офиолитов не характерны, хотя и отмечались в некоторых ассоци-

Часть II. Магматические горные породы (петрография)

ациях. Широко распространены спилиты — продукты эпигенети­ческой альбитизапии базальтов. В верхних частях разреза, кроме ба­зальтов и спилитов, встречаются альбитизированные трахиты (ке­ратофиры) и превращенные в альбитофиры дациты и риолиты. Ранее такие контрастные сочетания пород рассматривали как спи-лит-кератофировую ассоциацию; позднее их стали относить к ба-зальт-плагиориолитовой ассоциации. В некоторых провинциях разрез завершается лавами бонинитового или андезитового соста­ва, что указывает на связь офиолитов с задуговыми морями.

' Базальты вулканического комплекса существенно отличают­ся по составу от подстилающих габброидов (табл. 12.4). Хотя те и другие породы являются магматическими образованиями, они скорее всего связаны с разными источниками в верхней мантии, и базальты нельзя считать излившимися аналогами габброидного комплекса, который, поданным Г.Б.Ферштатера, не имеет вулка­нических эквивалентов. Прямые генетические связи устанавлива­ются лишь между базальтовыми потоками и комплесом парал­лельных даек.

 

	Таблица 12.4.	Химический состав горных пород
		офиолитовой ассоциации,	маc.%
Оксид
SiO2	43.8	45.2	44.0	45.4	48.1	51.0	49.6
TiO2	0.05	0.11	0.11	0.14	0.17	1.9	1.4
А12O3	1.2	2.1	2.5	3.1	19.7	14.1	16.1
Cr2O3	0.4	0.4	0.4	0.5	0.08	0.05	0.04
FeO	8.3	8.3	8.4	8.4	6.7	13.9	11.5
MnO	0.13	0.15	0.13	0.16	0.09	0.2	0.17
NiO	0.29	0.23	0.25	0.23	0.02	0.05	0.02
MgO	45.1	42.2	41.4	39.3	10.8	6.1	7.8
CaO	0.7	1.1	2.5	2.6	12.5	7.9	11.3
Na2O	0.1	0.2	0.2	0.3	1.1	4.1	2.8
K20	0.03	0.06	0.05	0.06	0.15	0.29	0.2

Примечание. 1, 2 — гарцбургит, средний состав: 1 — офиолитовая ассоциа­ция, 2 — дно океана; 3, 4 — лерцолит, средний состав: 3 — офиолитовая ассоциа­ция, 4 — дно океана; 5,6 — габбро (5) и базальты (6) из офиолитовой ассоциации Южного Урала; 7 — базальты океанского дна

12. Магматические ассоциации

12.3.2. Складчатые пояса фанерозоя как палеоаналоги структур, сформированных в деструктивных обстановках

Палеоаналогами деструктивных обстановок являются складча­тые пояса фанерозоя, представляющие собой один из важнейших элементов строения континентальных литосферных плит. Именно на основе их изучения была разработана первая геологическая па­радигма, основанная на представлениях о геосинклиналях. Она просуществовала около 100 лет и только в 60—70-е годы XX века сме­нилась тектоникой плит. Складчатые области обладают линейной вытянутостью и характеризуются следующими признаками: 1 — структурной зональностью; 2 — набором характерных ассоциаций осадочных, магматических и метаморфических пород, возникших в определенной исторической последовательности и отвечающих разным стадиям формирования таких областей; 3 — разнообразны­ми складчатыми деформацями.

Складчатые области обычно рассматриваются как структурные элементы Земли, в ходе формирования которых происходит преоб­разование коры океанического типа в континентальную кору. В со­ответствии с этими взглядами выделяется ряд стадий и соответст­вующих им палеотектонических обстановок: 1 — океаническая стадия с океаническим типом строения коры и палеогеографичес­кими обстановками, подобными современным океанам и некото­рым задуговым морям; 2 — переходная стадия с промежуточным ти­пом коры, фрагментарным развитием гранитно-метаморфического слоя и с палеогеографическими обстановками, подобными совре­менным задуговым морям и островным дугам; 3 — континенталь­ная стадия с повсеместным развитием гранитно-метаморфическо­го слоя и обстановками континентального осадконакопления.

Для океанической стадии, ранее выделявшейся в качестве гео­синклинального этапа, характерны типоморфные магматические ас­социации. Из них наиболее важной является офиолитовая ассоци­ация, в состав которой входят ультрамафический комплекс основания, расслоенный габброидный комплекс, параллельные дайки и вулканический комплекс, представленный базальтовыми лавами. Чаще всего в складчатых поясах сохраняются породы по­следнего комплекса, описываемые как спилит-диабазовая или спи-лит-кремнистая ассоциации. К образованиям этой стадии отно­сятся также ранняя базальт-андезитовая ассоциация, сложенная преимущественно породами известково-щелочной серии и остро-

Часть II. Магматические горные породы (петрография)

водужными толеитами; плагиогранит-плагиориолитовая ассоциа­ция, образованная плагиориолитами и натриевыми дацитами, а так­же их интрузивными аналогами — плагиогранитами и тоналитами. Эти породы нередко пространственно совмещены с базальтовыми лавами и образуют бимодальную контрастную ассоциацию, кото­рую раньше называли спилит-кератофировой. Все эти ассоциации, по-видимому, являются аналогами магматических пород, разви­тыми на современных юных островных дугах.

Для переходной стадии наиболее типичны андезитовые ассоци­ации, в которых ведущую роль играют породы известково-щелоч-ной серии (базальты-андезиты-дациты-риолиты) и калиевой субщелочной серии (шошониты-латиты—щелочные риолиты). Их интрузивными аналогами являются разнообразные габбро-гра­нитные ассоциации. Менее характерны локально развитые бимо­дальные базальт-риолитовые и габбро-плагиогранитные ассоциа­ции, а также своеобразные дунит-клинопироксенит-габбровые комплексы типа Платиноносного пояса Урала и массивов Аляски. Характер магматизма переходной стадии близок к образованиям развитых и зрелых островных дуг, а также активных континен­тальных окраин.

И, наконец, для континентальной стадии, часто называемой орогенной, характерен наиболее разнообразный спектр магматиче­ских пород. Широко развиты андезит-дацит-риолитовая, дацит-риолитовая ассоциации и их интрузивные аналоги гранодиорит-гра­нитного состава. Кроме того, часто появляются высокотитанистые основные породы нормальной, умеренной и высокой щелочности, а среди кислых пород — трахиты и щелочные риолиты. (Эрогенные пояса по характеру тектономагматического развития близки к об­ластям Альпийско-Гималайской коллизии, возникшим на месте закрывшихся океанов.

В орогенных интрузивно-вулканических поясах развиты как вул­канические породы, образованные при наземных извержениях, так и близповерхностные интрузивные тела. Интрузивно-вулканичес­кие пояса располагаются в краевых частях складчатых областей. Они окаймляют ранее существовавшие прогибы и частично накла­дываются на них. Интрузивно-вулканические пояса мезозойско-кайнозойского возраста вытянуты вдоль окраин современных кон­тинентов. Примерами могут служить Охотско-Чукотский интрузивно-вулканический пояс, который протягивается на не­сколько тысяч километров вдоль восточного края Евразии, а также

12. Магматические ассоциации

Андийский пояс вдоль тихоокеанского побережья Южной Амери­ки. Более древние интрузивно-вулканические пояса, как полагают, также были вытянуты вдоль окраин ранее существовавших конти­нентов. Например, в палеозое огромный вулканический пояс про­тягивался в широтном направлении вдоль южного края Евразии от Западной Европы до Забайкалья. Фрагментами этого пояса яв­ляются девонский и позднепалеозойский интрузивно-вулканиче­ские пояса Центрального Казахстана.

В орогенных плутонических поясах развиты только интрузивные породы, преимущественно граниты и гранитоиды, а вулканиты от­сутствуют. Плутонические пояса приурочены к внутренним зонам орогенов. Обычно это срединные поднятия с докембрийским мета­морфическим фундаментом, который может быть перекрыт чехлом терригенных и карбонатных осадочных пород. Примерами ороген­ных плутонических поясов могут служить Восточно-Уральское под­нятие, насыщенное палеозойскими гранитами и гранитоидами, Восточная Калба, пояс гранитных батолитов мелового возраста на Северо-Востоке России, гранитные пояса Юго-Восточной Азии.

Все орогенные интрузивно-вулканические и плутонические по­яса характеризуются континентальной земной корой большой мощ­ности (> 30—40 км) с развитым гранитно-метаморфическим слоем.

В зонах орогенного магматизма широко распространы кислые и ультракислые вулканические и интрузивные породы: дациты и гранодиориты, риодациты и адамеллиты, риолиты и граниты, лейкограниты. Местами появляются кислые и ультракислые по­роды умереннощелочного ряда. Породы повышенной основности: андезиты и кварцевые диориты, базальты и габбро, трахиты и сие­ниты обычно уступают по объему кислым породам.

Интрузивно-вулканические и плутонические пояса развива­лись на протяжении десятков миллионов лет. За это время в каждом из них было сформировано несколько вулканических и (или) интру­зивных комплексов. Орогенные вулканические комплексы состо­ят из множества лавовых и пирокластических потоков, образован­ных в наземных условиях. Вблизи вулканических центров выделяются жерловые фации: эродированные подводящие каналы (некки), грубообломочные накопления и т.п. В размытых вулкани­ческих постройках среди покровов можно видеть субвулканические интрузивы: небольшие штоки, пластовые залежи, дайки, которые сложены афировыми или порфировыми породами, имеющими пе­трографическое сходство с лавами.

Часть П. Магматические горные породы (петрография)

В ходе формирования орогенных вулканических комплексов породы с большим содержанием кремнекислоты (SiO₂) обычно сменяются во времени менее кремнекислыми. Такая последова­тельность формирования серий называется антидромной. Самы­ми ранними часто являются ультракислые риолиты (SiO₂ > > 74 мас.%), представленные игнимбритами и разнообразными пирокластическими породами. Вверх по разрезу риолиты сменя­ются риодацитами (71-68 мас.% SiO₂) и дацитами (68-60 мас.% SiO₂). Кислые вулканиты слагают крупные стратовулканы (Эль­брус, Арагац) или заполняют кальдеры. Проседанию кальдер со­путствовали мощные вулканические взрывы, приводившие к на­коплению пирокластических пород. Суммарная мощность кислых лав и пирокластики нередко достигает 1-2 км и более. После об­разования кальдер внутри них растут экструзивные купола и воз­никают вулканические конусы, состоящие из менее кремнекислых пород: андезидацитов, андезитов, андезибазальтов, базальтов. Та­кие же породы слагают небольшие поздние конусы на склонах стратовулканов.

Хотя антидромная последовательность вулканитов отмечается часто, ее нельзя считать универсальной. Отдельные потоки средних и основных лав могут предшествовать кальдерному комплексу, со­стоящему из риолитов, риодацитов и дацитов. Внутри кальдер и на склонах стратовулканов также могут появляться потоки базальтов и андезитов, которые переслаиваются с риолитами-дацитами. Из­вестно много примеров, когда основной и кислый магматический материал извергается одновременно; при этом происходит смеше­ние магм разного состава. При наличии не только поздних, но и ран­них базальтов-андезитов орогенные вулканические комплексы приобретают циклическое строение. В этом случае нижняя часть разреза обнаруживает гомодромную последовательность (относи­тельно молодые потоки содержат больше SiO₂ по сравнению с пре­дыдущими), а верхняя - антидромную. Многие вулканические ком­плексы состоят из нескольких антидромных и (или) гомодромных ритмов. Продолжительность формирования вулканического ком­плекса обычно составляет несколько миллионов лет. Значитель­ная часть времени приходится на периоды покоя между кратко­временными вулканическими извержениями.

Орогенные интрузивные комплексы образованы главным обра­зом кислыми и ультракислыми породами известково-щелочного и умереннощелочного рядов: гранитами, адамеллитами, граноди-

12. Магматические ассоциации

оритами, лейкогранитами, аляскитами, с которыми ассоциируют средние и реже основные породы: кварцевые диориты, диориты, габбро, сиениты, монцониты. Вертикальная протяженность ин­трузивов варьирует от сотен метров до нескольких километров в пластовых залежах, а в трубообразных цилиндрических телах до­стигает 10-12 км. Поскольку плотность гранитов и лейкограни-тов-аляскитов, равная примерно 2.6 г/см³, меньше, чем плотность вмещающих пород (2.7-2.8 г/см³), гранитные плутоны большой вертикальной протяженности сопровождаются отрицательными аномалиями силы тяжести (гравитационными минимумами).

Глубина эрозионного среза обнаженных интрузивных массивов весьма различна и может меняться от нескольких метров до не­скольких километров. Глубоко эродированные гранитные и гра-нитоидные плутоны занимают площади, измеряемые сотнями, ты­сячами и даже десятками тысяч квадратных километров. Однако столь крупные интрузивные тела всегда оказываются гетерогенны­ми и полихронными, т.е. состоят из пород разного состава, относя­щихся к разновозрастным интрузивным комплексам. Интрузивы, представляющие один комплекс, как правило, не превышают пер­вых десятков километров в поперечнике.

Каждый комплекс объединяет несколько интрузивных фаз — от­носительно однородных по составу и строению тел, отделенных от других таких тел или вмещающих пород резкими границами (кон­тактами), которые можно картировать при геологической съемке. Каждая интрузивная фаза представляет обособленно затвердевшую порцию магматического расплава. Различают фазы внедрения и фа­зы становления интрузивов. Первые образуются при поступлении дискретных порций расплава в камеру интрузива из глубинных ис­точников, а вторые являются результатом внутрикамерной диффе­ренциации магмы при ее затвердевании. Вслед за В.С.Коптевым-Дворниковым в массивах, сложенных гранодиоритами, гранитами, лейкогранитами и аляскитами, выделяют главную интрузивную фа­зу, дополнительные интрузивы и жильные граниты. Главная интру­зивная фаза, занимающая почти весь объем интрузивного массива, представлена наименее кремнекислыми породами с крупно- и сред-незернистой структурой. Эти породы прорваны более кремнекислы­ми дополнительными интрузивами — небольшими пластовыми зале­жами, штоко- и дайкообразными телами средне- и мелкозернистых, часто порфировидных лейкогранитов и аляскитов, которые распо­лагаются вблизи верхних и боковых контактов интрузивных масси-

Часть II. Магматические горные породы (петрография)

Рис. 12.9. Схема геологического строения Бектауатинского гранитного массива (Цен­тральный Казахстан) 1 — крупнозернистые граниты главной интру­зивной фазы; 2— средне- и мелкозернистые гра­ниты дополнительных интрузивов; 3 — мелко­зернистые аплитовидные граниты; 4 — вмещающие породы

вов (рис. 12.9). Допол­нительные интрузивы рассматриваются как за­твердевшие остаточные расплавы, выжатые к контактам интрузивных массивов при кристалли­зации гранитов главной интрузивной фазы. Са­мые последние порции остаточного расплава за­твердевают в виде пре­дельно кремнекислых мелкозернистых аплито-видных лейкогранитов, аляскитов и аплитов, ко­торые образуют систему пологих пластовых зале­жей и крутопадающих да­ек, залегающих среди ра­нее затвердевших гранитов и, как правило, не выходящих за их пределы. С этими телами, которые объединяют под названием жиль­ных гранитов, сопряжены пегматиты и пегматоидные обособления. Различия в содержаниях SiO₂ между кислыми и ультракислыми по­родами главной интрузивной фазы, дополнительных интрузивов и жильных гранитов составляют 5—10 мас.%.

Фазы внедрения могут быть представлены более разнообраз­ными по составу породами, в том числе средними и основными. По­следовательность фаз внедрения также обычно бывает гомодром-ной. При неоднократном поступлении магматического материала повышенной основности выделяются несколько гомодромных ин­трузивных ритмов. Описаны примеры одновременного внедрения основных и кислых магм в интрузивные камеры и их смешения. На­пример, базитовые дайки, связанные с глубинными источниками, нередко прорывают гранитные и гранитоидные плутоны еще до их полного затвердевания. Такие дайки, получившие название син-консолидационных, или синплутонических, рассекая граниты главной интрузивной фазы, могут, в свою очередь пересекаться жильными гранитами (рис. 12.10) и вовлекаться в деформации вместе с окру­жающими гранитами.

12. Магматические ассоциации

Рис. 12.10. Синконсолидационные (синплуто-нические) дайки в фанитах (схематический раз­рез) 1 — зоны скалывания; 2 — пегматитовые жилы; 3 — дайки аплитовидных мелкозернистых гранитов; 4 — синконсолидационные базитовые дайки; 5 — круп­нозернистые граниты

Рис. 12.11. Послефанитовые дайки (схе­матическая карта) 1 — дайки; 2 — граниты

Многие гранит­ные и фанитоидные массивы пересечены дайками, которые были внедрены в со­вершенно твердые породы вдоль тре­щин скалывания и отрыва. Такие по-слегранитовые, или поздние дайки сложены афировыми или порфировыми жильными породами основного, среднего и кислого составов, которые отличаются от вмещающих гра­нитов и гранитоидов меньшей степенью кристалличности и часто обладают лавовым обликом. Мощность даек варьирует от десятков сан­тиметров до десятков мет­ров, а протяженность — от нескольких метров до кило­метров. В интрузивных мас­сивах нередко насчитыва­ются многие десятки и даже сотни даек, образующих дайковые пояса (рис. 12.11), которые иногда продолжа­ются далеко за пределы мас­сивов.

По взаимным пересече­ниям удается выделить не­сколько ритмов послегранитовых даек, причем доля пород повы­шенной основности возрастает от раннего ритма к позднему. Среди самых молодых даек часто встречаются лампрофиры: спессартиты,

Часть II. Магматические горные породы (петрография)

керсантиты и др. Дайки разного состава могут внедряться не толь­ко последовательно, но и одновре­менно. Например, основной и кислый расплав, поднимаясь по одним и тем же трещинным кана­лам, часто затвердевает в виде сложных даек, которые состоят из меланократовых краевых зон и бо­лее лейкократового ядра (рис. 12.12).

Рис. 12.12. Сложная дайка {раз­рез), состоящая из гранит-пор­фирового ядра (кресты) и базито-вых краевых зон (черное). Гранит-порфиры содержат бази-товые включения, аналогичные по составу породам краевых зон

Происхождение послеграни-товых даек остается предметом дискуссии. Некоторые исследова­тели исключают их из состава ин­трузивных комплексов, сложен­ных полнокристаллическими плутоническими породами, и рас-

сматривают как самостоятельные

комплексы малых интрузий или как субвулканические образования, которые относятся к более молодым вулканическим комплексам. Действительно, граниты могут пересекаться дайками, которые на десятки и сотни миллионов лет моложе вмещающих плутонических пород и не имеют с ними ничего общего, кроме пространственно­го сонахождения. Однако можно привести много примеров, когда послегранитовые дайки обнаруживают явное вещественное род­ство с предшествовавшими интрузивными породами и не отделены от них геологически измеримыми промежутками времени. Неред­ко в гранитных или гранитоидных массивах и вблизи них развиты не только послегранитовые, но также синплутонические и догранит-ные дайки сходного состава, причем последние во многом сходны с вулканитами, образованными до внедрения интрузий.

Общность составов, пространственная и хронологическая сбли­женность вулканических, плутонических и жильных пород позво­ляет выделять орогенные вулканоплутонические ассоциации. Коли­чественные соотношения между вулканическими и интрузивными породами, входящими в такие ассоциации, в значительной мере зависят от глубины денудационного среза. Там, где этот срез неве­лик, обнажены преимущественно вулканические породы, а интру­зивы остаются невскрытыми. В тех местах, где денудационный срез

12. Магматические ассоциации

достаточно глубок, вулканические толщи оказываются размытыми, а интрузивные тела выходят на дневную поверхность. Нередко от вулканических комплексов остаются только «корни» в виде круто­падающих субвулканических даек.

Следует иметь в виду, что первоначальная глубина залегания кровли интрузивных тел, сложенных породами разного состава, может быть неодинаковой. Так, габбро, диориты и гранитоиды повышенной основности обычно поднимаются до более высоких гипсометрических уровней, чем граниты. Лейкограниты часто за­твердевают на большей глубине, чем биотитовые граниты, а микро-клин-альбитовые лейкограниты залегают еще глубже. Поэтому для полихронных плутонов сохраняется вероятность того, что на той или иной глубине находятся скрытые интрузивные тела, сложенные более молодыми гранитами. О наличии последних можно судить по геофизическим данным, а также по небольшим апофизам, дости­гающим малых глубин. В частности, дайки мелкозернистых лейко-кратовых гранитов, пересекающие гранодиориты или биотитовые граниты, отнюдь не всегда относятся к жильной фазе данного ин­трузива; нередко их источником служат более молодые граниты, за­легающие на глубине.

Скрытые лейкогранитовые интрузивы часто являются наиболее продуктивными и именно с ними связаны месторождения вольф­рама, олова, молибдена, редких металлов. При глубоком бурении в пределах месторождений и рудных полей скважины пересекают верхние кромки скрытых гранитных интрузивов на глубинах, кото­рые могут измеряться километрами.

Внутриплитный магматизм

Внутриплитный магматизм не зависит от границ литосферных плит, что позволяет думать о его весьма глубинном источнике. На это указывает также наличие в некоторых магматических про­явлениях повышенных содержаний первичного (планетарного, или солнечного) изотопа ³Не, который сохранился в нижней ман­тии со времен формирования Земли.

Типичными представителями внутриплитного магматизма яв­ляются обогащенные железом и титаном базальты и пикриты нор­мальной, умеренной и повышенной щелочности, а также различные щелочные породы калиево-натриевого и калиевого рядов. Облас-

Часть II. Магматические горные породы (петрография)

ти развития подобного магматизма нередко приурочены к сводовым поднятиям с поперечником до 200—300 км и сопровождаются гра­витационными и термическими аномалиями, связанными с об­ширными выступами астеносферы. В связи с этим внутриплитный магматизм называют также магматизмом горячих областей.

В настоящее время появление таких областей связывается с подъемом струй (плюмов) разогретого мантийного вещества, проекции которых на дневную поверхность представлены компакт­ными магматическими ареалами. Эти ареалы характеризуются дли­тельностью проявления магматических процессов и специфичес­ким, обычно умереннощелочным или щелочным, составом магм. Их размеры достигают десятков тысяч квадратных километров. Кроме того, для таких областей на определенной стадии их развития харак­терно трехлучевое строение (тройное сочленение), определяемое концентрированием тектономагматических процессов (грабенов, вулканических полей) в линейных зонах, которые примерно под равными углами расходятся от центра горячей точки.