Геология / 4 курс / Структурный анализ / Казаков_Заика-Новаций

что образованию столбчатой отдельности предшествует ортогональ­ ная трещиноватость, а сами плоскости призматических трещин об­ разовались не одновременно, а в последовательном порядке.

В некоторых лавовых потоках характер контракционной отдель­ ности меняется снизу вверх по разрезу: в нижней части потока об­ разуется обычная столбчатая отдельность (верха столбов искрив­ лены), средней части свойственна глыбовая отдельность, а верхнюю часть составляет шлаковый слой.

Другие типы отдельности. Кроме упомянутых глыбовой отдель­ ности и вероятной ортогональной встречаются также плитчатая и поперечная отдельности контракционного происхождения. Плитча­ тая отдельность с расстоянием между плитками в 10— 15 см встре­ чается у подошвы и кровли потока и параллельна им. Поперечная отдельность хорошо развита в стратифицированных лавах и туфо­ вых полях.

Наложенная, постконтракционная трещиноватость связана с наложенными тектоническими деформациями, с давлением нагруз­ ки вышележащих пород (в древних вулканитах) и с процессами выветривания. Примером последней может служить скорлуповато­ концентрическая отдельность.

12.2. Строение и текстуры интрузивных массивов

В противоположность осадочным породам, которым свойственны хорошо развитые различные виды слоистости и первичной линей­ ности, считалось, что изверженные породы обладают массивной текстурой, бесструктурны и имеют изотропное строение. Интрузив­ ные массивы закрашивались на картах каким-либо одним цветом, компас при изучении этих массивов почти не применялся.

Категорическое суждение о бесструктурности интрузивных тел было опровергнуто во второй половине прошлого века. Одно из пер­ вых наблюдений полосатых текстур в интрузивных телах принад­ лежит В. Рамси, который в 1887 г. в Ловозерских тундрах Коль­ ского полуострова зарисовал и описал стратифицированные разре­ зы в интрузии щелочных пород. Ранее подобные полосатые текстуры наблюдались в габбро Волыни Сегетом (1840) и Барбот де-Марни (1872), но они трактовали эти текстуры как первично­ осадочные (в то время диагностика минералов была несовершенна, а поляризационного микроскопа еще фактически не существо­ вало).

В 20-х годах А. А. Полканов у нас в стране и Г. Клоос в Герма­ нии установили, что в интрузивных телах существует линейная ори­ ентировка минералов.

Доказанная таким образом анизотропность строения интрузив­ ных массивов была в дальнейшем широко подтверждена и стала интенсивно изучаться.

Первично-магматические текстуры и анизотропия интрузивных массивов. Внутренняя анизотропия интрузивных тел выявляется по

230

Рис. 157. Зональное строение интрузитов:

а — сингенетичная зональность интру­ зий, сложенных основными и ультраосновными породами (принципиальная схема строения): 1 — вмещающие по­ роды, 2 — зона закалки и подводящий

канал, 3	—	краевая	зона,	4 —	цент­
ральная	зона	(по Б. Е. Шаркову, 1980);
б — эпигенетическая			зональность		щ е -4
лочного	интрузива (значками			показаны
различные		разновидности		щелочных
пород; сыннырский интрузив				калиевых

и нефелиновых сиенитов; Северо-Бай- кальское нагорье; по Г. В. Андрееву, 1981)

б

присутствию в их разрезе зональности, полос, отличающихся друг от друга по составу или структуре, развитием план-параллельных, линейных и других текстур.

З о н а л ь н о с т ь . Зональность в строении интрузивов проявля­ ется в больших масштабах. Отдельные зоны могут достигать ширины в единицы, десятки и даже сотни километров. Известна зо­ нальность двух родов: сингенетическая, образованная при кристал­ лизации одной порции магмы в замкнутой камере, и эпигенетичес­ кая, возникающая при последовательном внедрении отдельных порций магмы из глубинного очага. Пример зональности первого рода представлен на рис. 157, на котором показан обобщенный раз­ рез многих интрузий, сложенных основными и ультраосновными по­ родами. От контактов к центру интрузии выделяется три крупных зоны:

Зона закалки. Здесь вследствие большой разницы в температу­ ре магмы и контакта породы кристаллизовались быстро. Поэтому мощность зоны небольшая, ориентированные текстуры развиты слабо, зернистость пород меньше, чем во внутренних частях интру­ зии. Предполагается, что такой же тип пород заполняет подводя­ щий канал. В некоторых интрузивах зона закалки выражена очень слабо. Состав пород зоны закалки соответствует составу исходной, первоначально внедрившейся магмы.

Краевая зона. Сложена породами промежуточного типа между низкотемпературными породами зоны эндоконтакта и высокотем­ пературными породами внутренних частей массива. Состав и структуры пород в верхней, нижней и боковой частях зоны различ­ ны. Контакту краевой зоны с зоной закалки параллелен контакт интрузива с вмещающими породами.

Внутренняя или расслоенная серия. Занимает наибольшую часть магматической камеры. Породы представлены полосчатыми разно­ видностями с субгоризонтальным залеганием.

Пример эпигенетической зональности представлен на рис. 157. Интрузив сложен различными разновидностями калиевых и нефе­ линовых сиенитов, последовательно внедрившимися из глубинного очага. Внедрения имеют полуили полнокольцевую форму. Породы наиболее древних фаз залегают у контактов. От контактов к цент­ ру располагаются породы все более молодых фаз. В отличие от ин­ трузивов с сингенетической зональностью, форма которых остается неизменной, эпигенетическая зональность формируется в условиях активного действия магмы, которая расширяет камеру.

К р у п н о м а с ш т а б н а я п о л о с а т о с т ь . Такая полосатость установлена в трапповых интрузиях, в частности на Сибир­ ской платформе. Интрузии этого типа залегают горизонтально или полого-наклонно. Мощность их достигает 300—400 м, а мощность отдельных полос в них — 50—70 м. К полосам в таких интрузиях применяют термин «горизонт». Полосы одного состава в пределах интрузива не повторяются или повторяются редко. Генерализован­ ный разрез трапповой интрузии с крупномасштабной полосатостью приведен на рис. 158. Интрузии сложены различными структур-

232

Рис, Ь 8. Генерализованный полный разрез трипповых интрузий

северо-западной части Сибирской платформы (по А М Вилен­ скому и др., 1964):

1 — вмещающие породы,	2 — контактовые	долериты,	3 — такситовые
долериты, 4 — пикритовые долериты, 5 —		оливиновые	долеоиты 6 —
безоливиновые долериты,	7 — диориты

ными разновидностями долеритов, которые образу­
ют полосы мощностью в десятки метров, параллель­
ные контактам. В основании залегают контактовые
долериты	(зона закалки), у кровли — диориты. Сни­
зу вверх по разрезу повышается кислотность пород
и общая железистость. В донной части интрузии не­
редки сульфидные залежи.
С р е | Д н е - и м е л к о м а с ш т а б н о е п л о с ­
к о с т н ы е	и л и н е й н ы е		т е к с т у р ы . Эти тек­
стуры можно видеть непосредственно в обнажениях.
Они относятся к первично-магматическим, т. е. об­								.п
разуются в процессе движения и (или) кристалли­
зации магмы. Выделяются			пять основных			видов
первичных	текстур	(рис.	159— 163):		полосчатые,
трахитоидные, сланцеватые, линейные и сегрегаци­
онные. Морфологически (но не по				генезису!)			они
подобны текстурам		метаморфизованных			осадочных
пород. Так, полосатость может быть				сопоставлена
со слоистостью, трахитоидность — с				план-паралле-				сланцева-
льным расположением порфиробласт				полевого			шпата,
тость — со	сланцеватостью		параллельной			слоистости,		а линей­

ность — с седиментогенной линейностью. Часто встречаются комби­ нированные текстуры, представляющие собой сочетания двух или более основных текстур. Полосатость может комбинировать с трахитоидностью, сланцеватость — с линейностью и т. д. Всего возмож­ но 16 комбинаций основных текстур.

Первичная полосатость (рис. 159, а, б) является одной из глав­ ных текстур интрузивных тел. Особенно часто она встречается в основных породах. Аналогами термина «полосатость» являются: слои течения, первичная расслоенность, первичная стратификация.

Рис. 159. Первично-магматические текстуры в Волынском плутоне габбролабрадоритов (по А. А. Полканову, 1948):

а — полосатость,		тонкие слои меланократового габбро			в мезократовом габбро, г. Воло-
дарск-Волынский;		б — грубослоистая	текстура	перемежающих слоев среднезернистого габ­
бро и грубозернистого габбролабрадорита, с.				Слипчицы;	полосатость рис. а и б относится к
ритмам I	рода; в — сегрегационная		текстура,	скопление	лабрадора в среднезернистом габ-
бро-норите	(с. Головино)

233

Полосатость выражена чередованием полос небольшой мощности (сантиметры, дециметры, метры), отличающихся по составу (рис. 159, а), зернистости или структуре. Нередки сочетания всех трех признаков Jjpuc. 159, б). Полосатость может быть представлена так­ же плоскопараллельным расположением дискоидальных, линзовид­ ных или ленточных шлиров. В интрузивах основных и ультраосновных пород полосатость выражена чередованием оливинитов и пироксенитов, габбро и пироксенитов, в щелочных интрузиях — чередованием различных разновидностей щелочных пород и т. д.

	Комбинации полос различного состава не являются случайными,
а	группируются в закономерные сочетания, которые по аналогии
с	осадочными породами	получили название ритмов. Две	или не­
сколько чередующихся		полос составляют ритм. Породы	в этом!

случае называются магматическими или плавленными ритмами. По характеру размещения минералов различают два рода рит­

мов. В ритмах I рода (рис. 159, а, б) темноцветные минералы вну­ три полосы распределены равномерно. Оба контакта полосы обла­ дают одинаковой резкостью или постепенностью переходов к лейкократовым прослоям. В ритмах II рода (рис. 160) темноцветные минералы внутри полосы распределены неравномерно. Один из кон­ тактов резкий, другой — постепенный. Резкий контакт отвечает ос­ нованию ритма. От основания к кровле ритма содержание темноцветных минералов, а нередко и их размер постепенно уменьша­ ются.

Среди ритмов II рода выделяются две разновидности:

Рис. 160. Полосатость в ритмах II рода: а — непрерывные ритмы (габбро-пиро- ксениты Пильгуярвинского массива, Печенга, Кольский п-ов (по В. Ф. Смолькину, 1974):

1 — постепенная граница между членами ритма, 2 — граница между ритмами, 3 — пиро- ксен-плагиоклазовый агрегат, 4 — преимущественно плагиоклазовый агрегат; б — прерыви­ стые ритмы (анортитовое габбро, Исландия) (по М. Руболу, 1972): 1 — разрывы после кон­ солидации, 2 — границы ритмов, 3 — лейкократовое габбро, 4 — мезократовое габбро, 5 — меланократовое габбро

234

Непрерывные	ритмы — обладают	полной параллельностью по­
лос в ритмах и границ между ритмами		(рис. 160, а).
Прерывистые	ритмы — при общей	субпараллельности полос в

различных ритмах основания ритмов не прямолинейны, а образу­ ют глубокие карманы в кровлевую часть нижележащего ритма (рис. 160, б). Прерывистые ритмы встречаются значительно реже, чем непрерывные.

В целом ритмы II рода имеют морфологию, подобную градаци­ онным ритмично-слоистым текстурам осадочных пород. Отличать плавленые ритмы от ритмичной слоистости осадочных пород можно по следующим признакам:

1. В ритмах осадочных пород от подошвы к кровле постепенно увеличивается количество темноцветных компонентов. В ритмах интрузивных пород, наоборот, наибольшее количество темноцвет­ ных компонентов сосредоточено у подошвы и уменьшается к кровле ритма. Такой разрез в плавленых ритмах считается нормальным (прямым). Он свойственен всем интрузиям основных и ультраосновных пород и многим щелочным массивам. Однако в последних встречаются и ритмы с обратной последовательностью пород, когда от нижней части ритма, сложенной лейкократовыми минералами (нефелин, щелочной полевой шпат), вверх постепенно нарастает содержание темноцветных минералов (эгирин, щелочная роговая обманка) так, что у кровли породы представлены меланократовыми разновидностями. Например, в массиве нефелиновых сиенитов Ловозерских тундр на Кольском полуострове одним из главных явля­ ется ритм: уртит (подошва) — фояит (середина) — луяврит (кров­ ля). Соответственно содержание цветных минералов увеличивается от 7—8 % до 20—30 %. Подобные ритмы нельзя считать перевер­ нутыми, они отражают особые условия кристаллизации магмы.

2.Мощность ритмов в изверженных породах, в отличие от оса­ дочных пород, может достигать многих метров.

3.Магматические ритмиты обладают специфическим минераль­ ным составов, свойственным изверженным породам, и структурой

интрузивных пород. Кластические (обломочные) структуры, харак­ терные для ритмично-слоистых осадочных пород, в них не встреча­ ются.

4. Характерной особенностью магматических ритмов является удивительная выдержанность не только ритмов, но и составляющих их полос на больших расстояниях. Отдельные составные части рит­ мов часто прослеживаются на расстояния в тысячи раз превышаю­ щие мощность слоев. Например, в Ловозерском плутоне полосы мощностью в несколько десятков сантиметров прослеживаются на десятки километров.

Ритмы многократно повторяются по вертикальному сечению ин­ трузивов. Одновременно в направлении от подошвы к кровле на больших расстояних их состав постепенно меняется с уклоном к ассоциациям, содержащим все большие количества ЭЮг.

Особый тип полосатости составляет скрытая расслоенность, которая выражается в закономерном изменении состава главных

235

породообразующих минералов

(оливин, пи-

г >

'

" \

роксены, плагиоклазы) по разрезу

массива

vC<

и поэтому макроскопически невидна.

Средне- и мелкомасштабная полосатость

может составлять пачки большой мощности

f t 1!

или встречаться на отдельных уровнях од­

нородных крупномасштабных полос.

Для объяснения происхождения полоса-

тости предложено много гипотез. Глав­

нейшие из них составляют три группы:

кШ

1. Ликвационные гипотезы — расщепле­

ние однородной магмы в жидком состоянии

(до кристаллизации первых твердых фаз) на

две

или несколько

несмешивающихся

жид­

+

4

j£

*

Ж

\ и

У

костей и кристаллизация из них полос

раз­

+

' / < s ^ - \

+

ного состава.

+

2. Гипотезы кристаллизационной

диффе­

+

ренциации с фракционированием

твердых

фаз. Существо их состоит в отделении и кон­

+

+

P

H

v

центрации выделившихся из магмы кристал­

+

+ A t^ /9 .

\

\+

+

лов

и образовании

за счет этого

полос

раз­

+

ного

состава. В

эту

категорию включаются

+

+

процессы:

+

+

ш?}>'■

а) осаждения

или всплывания кристал­

+

+

лов

(гравитационная дифференциация);

+

+

< б) образования

скоплений кристаллов в

++

процессе движения магмы (кинематическая

+4-

	+	+		дифференциация);
				в) всплывания кристаллов с одновремен­
	+	+
				ным движением не в вертикальном направ­
	+	+
				лении (гравитационно-кинематическая диф­
	+	+
				ференциация).
		10 cm
				3. Гипотеза затвердевания, по которой
	Рис. 161. Трахитоидная			главнейшее значение имеет температурный
				фактор,	а кристаллизация		происходит в ус­
	текстура в дайке андра-
				ловиях полностью изолированной магмати­
	дитового щелочного сиен-
	та	(святоносита)	(Севе-	ческой камеры.
	ро-Байкальское		нагорье,	Т р а х и т о и д н ы е (или флюидальные)
	р. Мама близ пос. Комсо-			текстуры	(рис.	161, 162)	выражены план-
	мольско-Молодежный)			параллельным		расположением уплощенных
	кристаллов калиевого полевого шпата					(реже — других минералов).

Трахитоидные вкрапленники представляют собой первые продукты кристаллизации магмы и нередко линейно удлинены в направлении

ее течения.

Трахитоидность — универсальная текстура, свойственная как вулканическим, так и плутоническим породам. В трахитах, андези­ тах и других вулканических породах пространство между крупны­ ми трахитоидно расположенными вкрапленниками полевого шпата заполнено стеклом или продуктами его разложения, в гипабиссаль-

236

1 2 *

Рис. 162. Трахитоидная кумулятивная текстура (оливиновое габбро (троктолит); массив Тугтуток, Гренландия):

1 — полевой шпат, 2 — оливин, 3 — рудный минерал

ных и глубинных породах — мелкозернистым агрегатом. Если взять группу полнокристаллических пород, то трахитоидность наиболее интенсивно проявлена в нефелиновых и щелочных сиенитах (для трахитоидного нефелинового сиенита есть даже специальное назва­ ние — луяврит), реже встречается в группе основных пород и гра­ нитов.

Рассматривая генезис трахитоидности и ее ориентировку в ин­ трузивах, необходимо учитывать два условия:

А. Магма активна (подвижна).

Вкрапленники движутся совместно с магмой и ориентируются уплощенной стороной параллельно краю магматического потока или стенкам камеры. Активные движения зафиксированы, напри­ мер, на рис. 161. Трахитоидные вкрапленники полевого шпата у краев дайки субпараллельны стенкам трещины, а в центре образу­ ют своды. Такое строение возникает за счет разницы в скоростях движения магмы в центре потока (скорость больше) и у стенок (скорость меньше).

Б. Магма пассивна.

При кристаллизации в изолированной магматической камере, каковой в интрузиях, например, может быть пространство, ограни­ ченное со всех сторон зоной закалки и краевой зоной (см. рис. 157, а), выделяются две группы зерен. Первая (ранняя) группа пред­ ставлена крупными хорошо ограненными кристаллами, нередко об­ разующими скопления. Она получила название «кумулус». Вторая (поздняя) группа — более мелкие по размеру минералы, кристал­ лизующиеся между минералами кумулуса. В состав минералов кумулуса нередко входит полевой шпат, который, выделившись из магмы, под действием силы тяжести опускается на дно и образует

237

Рис. 163. Первично-магматическая текстура гранитов Среднего Приднепровья (по Н. П. Семененко, 1949):

а	— сланцеватая текстура (/		— пятнистый крупнозернистый гранит со скоплениями биотита,
2	— мелкозернистый	гранит),	Крюковский	карьер; б — линейная текстура (1 — вкрапленни­
ки полевого шпата,		2 — биотит), карьер с.		Табурыще

слои с план-параллельной ориентировкой кристаллов. Возникает почти идеальная трахитоидная текстура (рис. 162), параллельная дну камеры и границам ритмов. У стенок камеры может быть непараллельность трахитоидности границам ритмов.

М а г м а т и ч е с к а я с л а н ц е в а т о с т ь (рис. 163, а) — тек­ стура, свойственная преимущественно гранитоидным породам. Она выражена план-параллельным расположением листочков слюды и этим напоминает сланцеватость метаморфических пород. Важным признаком магматической сланцеватости является ее параллель­ ность первичной полосатости.

Магматическая сланцеватость в той или иной степени может проявиться по всей площади интрузива, но наиболее интенсивно она развивается в эндоконтактах гранитных массивов, образуя зону так называемых краевых гнейсов (рис. 164). В массивах, диа­ метр которых измеряется километрами, ширина зоны краевых гней­ сов составляет 300—500 м. Магматическая сланцеватость парал­ лельна контакту интрузива с вмещающими породами. Интенсив­ ность ее проявления уменьшается в направлении от контакта к центру интрузива. Магматическая сланцеватость возникает в ре­ зультате давления внедрившейся магмы на вмещающие породы. Давление действует радиально от оси интрузии и листочки слюд располагаются перпендикулярно направлению давления, отражая вместе с тем и течение магмы параллельно контакту. Давление маг­ мы раздвигает раму, вызывая приспособление структур вмещаю­ щих пород к плоскости контакта или образование новой сланцева­ тости в экзоконтакте.

В пределах гранитных массивов часто развита более поздняя наложенная сланцеватость, которая может быть принята за магма­ тическую сланцеватость. В отличие от магматической сланцевато­ сти наложенная сланцеватость непараллельна полосатости (совпа-

238

дения	только			случайны),
имеет	выдержанное				прости­
рание по всему массиву и пе­
ресекает его контакты.
Л и н е й н о с т ь .					Линей­	I +	+
ные текстуры в интрузивных
породах выражены линейно­						Vy+++ + ++++ VNC4^ Y			\ \
стью кристаллов, их скопле­						ш ш
ний (шлиров или автолитов),
линейностью				ксенолитов.
Минеральной линейностью в
интрузивных			породах обла­
дают пироксены,				амфиболы,		m	m		p
таблички		полевых			шпатов
						\		mI f*
(см.	рис.	163,		б),	реже —
другие минералы.					В проти­
воположность				полосатым
текстурам,		генезис			которых
многозначен,			в	отношении			• 80
первично-магматической ли­
нейности мнения				петрологов
сходны — ее			ориентировка

отражает направление

маг­

матического течения.

Разрез по А— Б

2000 м

Имеется

много общего в

поведении линейности

в

эф-

+

+ +

+ .+

+

1500

фузивах и

интрузивных

по­

/ / ^ !

^

v

v

^ 1000

+v

+

v

+

%

родах. В обоих случаях кри­

*'

+ +

+

+

+

+ +

+

+

+

+х

сталлы какого-либо

минера­

Рис. 164. «Краевые гнейсы» в Хоромнугском

ла,

ориентированные

линей­

гранитном массиве (Тува; по И. К. Коза­

но,

являются

ранними

про­

кову , 1976):

дуктами кристаллизации ма­

1 — вметающ ие терригенно-карбонатные породы,

гмы. Магма

в этот

момент

2 — массивные граниты, 3 — огнейсованные гра­

ниты («краевые гнейсы»), 4 — наклонное залега­

представляет

смесь

твердых

ние слоистости и сланцеватости, 5 — горизонталь­

кристаллов

и жидкой

фазы.

ное залегание

Такое агрегатное состояние называется суспензией.

Законы ориентировки линейных частиц в магматических суспен­ зиях мы познаем из наблюдений линейности в интрузивных масси­ вах и в экспериментах. Давно было замечено, что в приконтактовой зоне интрузивных массивов линейные и план-параллельные частицы стремятся располагаться субпараллельно контакту. Этим выявля­ ется первый фактор в ориентировке линейности — направляющее влияние контакта.

Вторым фактором являются разная скорость течения и различ­ ная вязкость в разных частях магматической камеры. У контакта вследствие трения и охлаждающего влияния вмещающих пород скорость течения магмы меньше, а ее вязкость больше, чем в цен­ тральных частях камеры. Влияние этих факторов мы рассмотрим на примере некоторых экспериментов.

239