Формы залегания интрузивных пород

Интрузивные горные породы чрезвычайно широко развиты в земной коре. Большая часть древних, размытых складчатых сооружений, обнажающихся на поверхности, сложена интрузивными породами.

По условиям формирования среди интрузивных тел выделяются две группы: абиссальные и гипабиссальные интрузии. Абиссальные интрузии формируются на большой глубине в условиях медленного остывания магмы и обладают в своем большинстве полнокристаллическими крупно- и среднезернистыми структурами. Гипабиссальные интрузии застывают на сравнительно небольшой глубине (менее 1.5-2 км) и отличаются тонко- или мелкозернистым строением.

Формы интрузивных тел

Наибольшим распространением пользуются следующие формы интрузивных тел.

Батолиты. Батолитами называются огромные массивы интрузивных пород преимущественно гранитоидного состава, имеющие площадь выхода на поверхность не менее 100 км². Батолиты обладают плавными овальными, округлыми или вытянутыми контурами; в вертикальных разрезах их поверхность наклонена в стороны от центральных частей массивов. Батолиты, как правило, не нарушают структуру вмещающих пород, они их как бы проплавляют, не производя никаких деформаций. Участки вмещающих пород, обладающих складчатым строением, сохранившиеся среди батолитов, нередко составляют единый структурный план с породами, окружающими батолит. В поперечных разрезах батолиты представляют собой тела, расширяющиеся с глубиной. Однако существует немало примеров батолитов языковидной формы. Нижняя поверхность батолитов с полной достоверностью никем не наблюдалась. До настоящего времени еще не решена проблема пространства, занимаемого батолитами. Действительно, для их образования необходимы огромные пространства, которые могли бы быть заполнены магмой, так как площадь выхода на поверхность наиболее крупных из батолитов достигает 250 000 км².

Наибольшим признанием среди геологов пользуются три точки зрения. Согласно одной их них, пространство при формировании батолитов образуется за счет обрушения кровли. Обломки кровли обваливаются в поднимающуюся магму, в которой они тонут 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).

Незначительная часть исследователей придерживается идеи гранитизации. предполагающей образование гранитных батолитов путем переработки глубинными растворами и парами осадочных пород, остающихся на месте.

Штоки. Штоками называются интрузивные тела, имеющие площадь выхода на поверхность менее 100 км². Штоки чаще имеют округлые или вытянутые контуры. Они образуют самостоятельные массивы с довольно крутыми боковыми поверхностями, или являются ответвлениями от батолитов в виде куполов и гребней над их кровлей.

Лакколиты. Лакколитами называются небольшие грибообразные тела (не более 5 км в поперечнике), образовавшиеся в результате нагнетания магмы между пластами. Верхние слои, покрывающие лакколиты, подвергаются интенсивному механическому воздействию магмы и обычно изогнуты в соответствии с контурами лакколита. Высота Лакколитов чаще меньше их длины, а толщина уменьшается к периферии. Образование лакколитов происходит в верхней части земной коры» они являются одной из наиболее распространенных форм гипабиссальных интрузий.

Магматические диапиры. Магматические диапиры принадлежат к гипабиссальным интрузиям. Они характеризуются резко вытянутой веретенообразной или грушевидной формой в плане и разрезе и относительно небольшими размерами (до нескольких километров) в поперечнике. В отличие от лакколитов, магматические диапиры представляют собой секущие тела и вызывают во вмещающих породах появление разрывов и интенсивных смятий.

Лополиты. Лополитами называются чашеобразные тела, залегающие согласно с вмещающими породами, образованные главным образом основными, ультраосновными или щелочными породами. Размеры лополитов различны: они образуют как небольшие залежи, так и огромные тела в сотни километров в поперечнике (длина Бушвельдского лополита составляет около 300 км).

Факолит. Факолитами называются небольшие интрузии, имеющие серповидную форму в плане и в разрезе. Они образуются в ядрах антиклинальных или, реже, синклинальных складок. Мощность факолитов измеряется сотнями или самое большое тысячами метров. Магма, образующая факолиты, внедряется в ослабленные участки между слоями в замки складок.

Вулканические жерла (некки). Вулканические жерла представляют собой каналы, по которым магма при вулканических извержениях поднимается на поверхность. Таким образом, некки являются частью эруптивного аппарата вулкана. Форма их в плане округлая, овальная или совершенно неправильная. Диаметр имеет размеры от десятков метров до 1-1.5 км. Боковые стенки некков крутые, вертикальные. 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.

Большое количество вулканических жерл (вулканических трубок), заключающих в себе алмазы, обнаружено в 50-е годы прошлого века в Якутии среди очень полого залегающих угленосных и песчано-глинистых отложений карбона и перми. Они представляют собой замкнутые горловины изометрической или овальной формы до 1-2 км в поперечнике, суживающиеся книзу. Первоначально каналы трубок были заполнены пирокластическим материалом основного состава, в которые позже внедрились базальты. Породы, выполняющие трубки, местами превращены в гранатовые и пироксеновые скарны. Вмещающие породы по периферии трубок залегают спокойно; на стенках трубок они, как правило, раздроблены и метаморфизованы. Вдоль контактов трубок с вмещающими породами нередко располагаются мелкие жилы базальтов.

Жилы. Жилы, часто называемые также дайками, представляют собой плитообразные тела, размещающиеся в трещинах земной коры. Жилы могут быть выполнены различными по составу породами как интрузивными, так и эффузивными. Размеры жил очень различаются. На Алдане встречена жила, сложенная габбро-диабазом, имеющая более 100 км длины и мощность до 250 м, однако большая часть жил имеет длину в сотни или десятки метров при мощности, измеряемой несколькими метрами. Подавляющее большинство жил, сложенных породами магматического происхождения, залегает круто или вертикально; полого залегающие жилы встречаются редко. С вмещающими породами жилы имеют резко секущие контакты.

Интрузивные залежи (силлы). Интрузивные залежи, или силлы, образуются при внедрении магмы вдоль поверхности слоистости. Известны интрузивные залежи площадью до 10 000 км². Их мощность колеблется в широких пределах – от самых тонких инъекций до 600 м. Силлы сложены различными по составу породами от гранитов до габбро, однако значительно чаще встречаются залежи основных пород.

Нередко межслойные инъекции магмы образуют серию залежей, расположенных одна под другой и соединенных друг с другом ответвлениями, секущими вмещающие породы. Подобные залежи, сложенные обычно габбро-диабазами, широко развиты в залегающих почти горизонтально пермских и каменноугольных породах в Восточной Сибири и носят название траппов.

Не всегда бывает легко отличить интрузивную залежь от слоев застывших лав. Следует иметь в виду, что интрузивная залежь моложе пород кровли и почвы, в то время как потоки застывшей лавы моложе подстилающих их 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 закал, а также присутствие тонких жилок и ответвлений (апофиз) в породы кровли.

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

Приведенные выше формы интрузивных тел по отношению к слоистости вмещающих их пород делятся на две группы: согласные и несогласные. У согласных интрузий ограничивающие их поверхности параллельны слоистости. Несогласные интрузии прорывают вмещающие слоистые толщи, и их контакты имеют форму, отличную от слоистости, и иное залегание. К согласным интрузиям относятся: лакколиты, факолиты, лополиты, интрузивные залежи (силлы); к несогласным – батолиты, штоки, некки, жилы.

В общей структуре складчатых областей интрузии занимают различное положение. Они могут быть вытянуты согласно с общим направлением складок, как, например, на Урале, где все более или менее крупные гранитные батолиты вытянуты в соответствии с ориентировкой осей складок.

В других случаях крупные интрузии – батолиты и штоки – вытянут поперек или очень редко под углом к общему направлению складчатых сооружений. В древних складчатых областях докембрийского возраста (в Забайкалье, на Украине, в Скандинавии и других местах) расположены интрузии огромных размеров, образовавшиеся при неоднократно повторяющихся фазах интрузивной деятельности. Эти батолиты часто не имеют определенных очертаний, занимая сотни тысяч квадратных километров. Такие интрузии получили название ареал-плутонов.

Изучение контактовых ореолов

Внедряющаяся магма всегда воздействует на окружающие породы. Под влиянием высокой температуры паров и газов, выделяющихся из магмы, вмещающие породы изменяются и перекристаллизовываются с образованием ороговикованных пород, 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 нескольких метров. Мощность контактовых ореолов над интрузией почти всегда больше, чем у ее боковой поверхности. Состав измененных пород также неодинаков и в значительной степени зависит от первоначального состава вмещающих толщ.

Необходимо обращать внимание на контактовые изменения в самих интрузивных породах (эндоконтактовые зоны). Они могут выражаться в появлении мелкозернистых разностей пород, а также пород более кислого или основного состава. В одних случаях мощность и характер эндоконтактовых изменений сохраняются на всем протяжении контактовой зоны, в других, наоборот, они различны на различных участках контакта интрузии.

Влияние глубины эрозионного среза на форму выхода интрузий на поверхность

Форма выхода интрузий на поверхность в значительной степени зависит от глубины эрозионного среза. На рисунке приведен пример, иллюстрирующий такую зависимость.

На первом, верхнем срезе обнажены лишь небольшие штоки, окруженные широким ореолом контактово измененных пород. На втором – небольшие батолиты и отдельные штоки с общей зоной контактового метаморфизма; на третьем изображен глубокий срез, на котором вмещающие породы сохранились лишь во вдавленностях кровли батолита; при более глубоких срезах на огромных пространствах поверхности оказались бы обнаженными лишь одни граниты.

Картирование ореолов контактово измененных пород нередко позволяет высказать предположения о форме интрузий. скрытых на глубине. При одинаковой ширине зоны контактового метаморфизма поверхность интрузии наклонена в разные стороны приблизительно под одним и тем же углом. Если ширина контактово измененных пород в одном направлении резко увеличивается, то интрузивное тело под этим расширением залегает более полого, чем на тех участках, где зона измененных пород имеет меньшую ширину. В тех случаях, когда крупная интрузия и расположенные близи нее небольшие штоки окружены общей зоной контактово-метаморфических пород, наиболее вероятно объединение на глубине крупной интрузии и мелких штоков в единый массив.

Изучение внутренней структуры интрузивных массивов

Изучение обстановки, в которой интрудирует магма, и понимание процессов формирования интрузивного тела чрезвычайно важно для объяснения условий размещения МПИ, заключенных в пределах интрузий и в окружающих их породах.

Большую помощь в решении этих вопросов оказывает изучение внутренней структуры интрузивов и, прежде всего, таких элементов, которые отражают этап остывания и затвердевания магмы при превращении ее в интрузивную горную породу. К этим элементам относится ориентировка отдельных минералов в интрузивном массиве, трещины и ряд других менее существенных явлений, объединяемых под общим названием прототектоники или первичной тектоники интрузива.

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 мм до десятков и сотен м.

Первичная полосчатость наблюдается в породах разнообразного состава, но наиболее часто и наиболее резко она выражена в основных и ультраосновных породах. Полосы обычно сохраняют свою параллельность и при изгибании одной полосы согласно с ней изогнуты и соседние полосы.

В зависимости от структуры интрузива первичная полосчатость может занимать 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 залеганием первичной полосчатости 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 бесструктурные интрузии, в которых структуры течения отсутствуют.

Линейные структуры 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 видно 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. В тех случаях, когда и линейность и полосчатость выражены очень отчетливо, линейность располагается параллельно первичной полосчатости. Положение линейности в пространстве замеряется горным компасом и наносится на геологическую карту с помощью условных значков.

Различные соотношения между первичной полосчатостью и линейностью изображены на рисунках.

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 магма и взвешенные в ней выделившиеся из магмы твердые кристаллы. При движении такой взвеси твердые составные части ее, согласно законам гидромеханики, приобретают ориентированное положение в пространстве.

В результате движения вследствие трения о стенки вмещающих пород и внутреннего трения во взвеси возникает анизотропия (т. е. закономерно ориентированное расположение составных элементов) как в строении горных пород, так и в строении интрузива в целом.

Первичная полосчатость располагается параллельно поверхности контакта. Линии течения всегда совпадают с направлением максимального растяжения магматических масс в период течения.

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 жилах интрузивных пород, в которых они ориентированы параллельно ограничивающим жилы поверхностям.

Первичные трещины интрузивных пород. К первичным трещинам в интрузивных породах относятся трещины, возникающие в стадию становления интрузии до окончательного ее застывания под влиянием внутренних сил интрузии, в отличие от других, вторичных трещин, образующихся под воздействием поздних тектонических движений. Возникновение первичных трещин происходит, по-видимому, сразу же после окончания кристаллизации основной части минералов, слагающих породу, в условиях постепенного охлаждения затвердевших частей магматического очага.

При охлаждении и кристаллизации магматических очагов объем породы уменьшается, что вызывает появление объемных стягивающих напряжений, равносильных растяжению породы внешними силами. Это растяжение компенсируется образованием трещин, размещение и частота которых определяются анизотропией, вызванной структурами течения.

В зависимости от ориентировки структур течения, большая часть исследователей, изучавших трещиноватость в горных породах, выделяет вслед за Г. Клоосом поперечные, продольные, пластовые и диагональные трещины.

Поперечные трещины развиваются нормально к ориентировке структур течения; они относительно прямые, с ровными поверхностями, выражены лучше в периферических частях массивов. Поперечные трещины всегда в той или иной степени приоткрыты и с механической точки зрения могут быть интерпретированы как трещины отрыва, возникающие в результате растяжения в направлении, перпендикулярном простиранию трещин. По-видимому, они образуются на ранней стадии остывания интрузивных пород и к ним очень часто бывают приурочены кварцевые, аплитовые, пегматитовые и прочие жилы или оторочки минералов – хлорита, мусковита, пирита, флюорита и др.

Продольные трещины расположены по простиранию линейных структур течения. Они грубее, менее ясно выражены, чем поперечные, и не имеют гладких ровных поверхностей. Раздвинуты продольные трещины обычно меньше, чем поперечные, но они часто также бывают минерализованы и заключают различные жилы, что указывает на их образование раньше полного остывания магматического очага. Продольные трещины в основном вертикальны, либо круто наклонены и меняют свое простирание вместе с изменением простирания структур течения.

Пластовые трещины образуются в верхних и боковых частях интрузий. Они обычно совпадают с поверхностью первичной полосчатости и полого залегают в верхних частях массивов, где первичная полосчатость тоже пологая, и становятся более крутыми близ крутых контактов. В общем, пластовые трещины более или менее параллельны внешним контурам массива и там, где они хорошо развиты, они создают в массивах отдельность, вдоль которой породы легко отслаиваются. Пластовые трещины играют существенную роль в формировании рельефа, с ними часто совпадают склоны возвышенностей. Помимо сокращения объема, при остывании интрузива в образовании пластовых трещин могут иметь значение различия в нагрузке налегающих пород и неодинаковая скорость остывания верхних его частей. 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, образующиеся под воздействием горизонтального или вертикального давления.

диагональные трещины в массиве располагаются по двум направлениям, пересекающимся под прямым или меньшим углом, однако нередко из двух направлений преимущественное развитие приобретает только одно, в то время как трещины другого направления встречаются редко. Диагональные трещины выполняются жилами 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 некоторых интрузивных массивах, в их краевых частях, развивается еще одна группа «краевых трещин». Эти трещины, часто заполняющиеся жилами аплитов, пегматиты и кварца, либо остающиеся пустыми, располагаются под некоторым углом к первичной полосчатости и падают вглубь массива под углом 20-45⁰. По-видимому, они возникают как трещины растяжения и отражают, по мнению Г. Клооса, стремление магмы продвинуться вверх при интенсивном сопротивлении вмещающих пород. С краевыми трещинами связано образование жильных серий, приуроченных к контактовым зонам массивов, а также приурочены более поздние сбросы.

После формирования интрузий в них нередко развиваются вторичные наложенные структуры, выражающиеся в появлении гнейсовидности, раздробленности и смещений по разрывам. Вторичные структуры могут в значительной степени замаскировать первичные структурные элементы и затруднить их распознавание. Развиваясь под влиянием позднейших тектонических движений, вторичные структуры могут иметь региональный характер, и тогда они обладают многими общими чертами со структурами толщ, вмещающих интрузии, или же они могут проявляться лишь на отдельных участках массива и носить местный характер.

Изучение состава интрузивных массивов

Изучение разнообразия пород, слагающих интрузивные массивы, их распределения по площади и в пространстве, последовательности образования и позднейшей эволюции представляют важную и сложную задачу полевых исследований.

При изучении состава интрузии, прежде всего, необходимо обратить внимание на количество интрузивных фаз, приведших к ее формированию. В этом смысле следует различать простые или однофазные интрузии и интрузии, возникшие при неоднократно повторявшихся внедрениях магмы, приводящих либо к увеличению площади ранее образовавшихся интрузий, либо к их частичному переплавлению и изменению первоначального состава (гибридизации).

Возникновение разнообразия петрографического состава в простой однофазной интрузии может происходить несколькими путями. Из них наиболее важными нужно считать дифференциацию и ассимиляцию.

Явление дифференциации заключается в разделении внутри интрузии еще не остывшей магмы под влиянием конвекционных токов, движения, гравитационно-кристаллизационных процессов (погружение выделившихся тяжелых минералов и их новое плавление) и некоторых других более редких причин. Дифференциация приводит к появлению в краевых (эндоконтактовых) зонах интрузий более основных пород (например, в интрузиях гранитов – гранодиоритов, диоритов или габбро). Такие участки оконтуриваются на карте или разрезах, и изучается их внутренняя тектоника в качестве самостоятельных тел.

Явление дифференциации может вызвать появление более основных пород около корней прогибов кровли, образование шлиров, флюидальных и полосчатых текстур. В поле необходимо тщательно проследить флюидальность и полосчатость как по простиранию, так и вкрест простирания и выявить соотношения разнообразных полос пород.

С процессами дифференциации связаны такие явления как пневматолитовая и гидротермальная стадии автометаморфизма (образование грейзенов и других пород), играющих важную роль в оруденении интрузивных пород и образовании нерудных полезных ископаемых.

Явление ассимиляции заключается в изменении первоначального состава магмы под влиянием расплавленных в ней боковых вмещающих пород или пород кровли, приводящего к образованию пород смешанного состава. Различают явления ассимиляции, возникающие лишь в краевых частях массива (у боковых стенок или кровли) и распространенные по всей площади интрузии. На активную роль ассимиляции в образовании пород обычно указывает присутствие в интрузии большого количества оплавленных или почти полностью растворенных обломков боковых пород (ксенолитов) и появление густой сети инъекций магмы во вмещающие породы. Зоны проявлений процессов ассимиляции должны быть оконтурены и выделены на карте. При невозможности оконтуривания этих зон ограничиваются детальным изучением отдельных разрезов, которые могли бы дать оценку этих процессов.

В многофазных интрузиях возможны случаи согласного и несогласного прорыва молодой интрузией пород предшествующей фазы. В первом случае наблюдается совпадение в ориентировке прототектонических элементов пород обеих фаз; во втором - ориентировка первичной тектоники пород ранней фазы нарушается – рвется контактом более поздних пород.

В контактовой зоне разновозрастных интрузий необходимо провести тщательные наблюдения над контактовым воздействием более поздней породы на ранее образовавшуюся, что может быть выражено появлением мелкозернистых или крупнозернистых структур, флюидальности и полосчатости, появлением инъекций, апофиз и т. д.

В многофазных интрузиях следует стремиться к установлению основных фаз, образующих большую часть интрузии, и дополнительных.

Нередко в дополнительных фазах интрузивные породы оказываются более кислыми по сравнению с породами основной фазы.

Следует иметь в виду, что каждая из фаз, в свою очередь, может испытывать явления гибридизации, дифференциации и ассимиляции.

Определение возраста интрузий

Это определение может быть осуществлено путем сопоставления с возрастом пород, вмещающих интрузию, а также путем применения методов абсолютного летоисчисления.

Взаимоотношения с окружающими интрузию породами могут характеризоваться или активным воздействием интрузии на вмещающие породы, или трансгрессивным перекрытием размытой поверхности интрузивного массива более молодыми образованиями.

Активный контакт указывает на более молодой возраст интрузии относительно возраста вмещающих пород. Характерными признаками активного контакта являются: а) присутствие в интрузии обломков измененных окружающих пород; б) наличие апофиз, отходящих от интрузии во вмещающие породы; в) перекристаллизация и другие изменения вмещающих пород под влиянием контактового метаморфизма.

При трансгрессивном налегании осадочных или вулканогенных отложений на размытую эрозией поверхность интрузива (при холодном контакте) все описанные явления, свойственные активному контакту, отсутствуют. В таких случаях в самых нижних базальных слоях трансгрессивно налегающих толщ всегда присутствуют продукты разрушения интрузивной породы в виде глыб, гальки или отдельных минералов.

Трансгрессивное залегание более молодых образований на поверхность интрузий может быть замаскировано рядом явлений. Между поверхностью интрузии и осадочными толщами с явно слоистым строением могут залегать мощные погребенные делювиально-элювиальные образования, которые легко ошибочно принять за тектоническую брекчию или интрузивную породу.

Исключительную сложность имеют контакты между интрузивными породами и изливающимися на их поверхность лавами. Неровные, зазубренные и извилистые границы между интрузивными породами и застывшими лавами и затеки лавы по трещинам легко принять за доказательства активного контакта и за жилы.

При определении возраста интрузий необходимо учитывать историю геологического развития данной области.

Значительные трудности возникают при определении возраста двух контактирующих между собой разновозрастных интрузий. наиболее важно в этом случае установить наличие апофиз молодой интрузии в более древней. Иногда бывает возможным обнаружить срезание первичной полосчатости и линейности древней интрузии границами более молодого интрузивного тела.

Если разновозрастные интрузии не имеют непосредственного соприкосновения, их относительный возраст может быть в отдельных случаях установлен по взаимоотношениям даек и жил, сопровождающих каждую из интрузий. Для этого должна быть установлена генетическая связь между различными по составу дайками и интрузиями и найдены пункты с пересечениями даек. Взаимоотношения даек в местах их пересечения могут быть распространены на генетически связанные с ними интрузивные массивы.

Глубина формирования интрузий

Многочисленные литературные данные относительно глубины формирования интрузий указывают на наименьшую глубину образования пород абиссального облика в 1.5-2 км. При меньшей глубине возможно образование лишь гипабиссальных интрузивных пород. Вместе с тем до настоящего времени не приведено ни одного достоверного случая перехода интрузивных пород в застывшие лавовые потоки. Это говорит о резкой обособленности интрузивного процесса от эффузивного и о существовании определенной причины, обусловливающей при интрузии магмы затвердевание ее на указанных глубинах и препятствующей продвижению магмы в более верхние горизонты или излиянию на поверхность. Такой причиной может быть быстрое падение температуры внедряющейся магмы, которая образует своеобразную пробку, препятствующую дальнейшему продвижению магмы вверх. Это объяснение может быть наиболее вероятным при условии крайне медленного продвижения внедряющейся магмы вверх, сквозь толщу земной коры. Есть основания полагать, что скорость движения магмы в интрузивном процессе соизмеряется с продолжительностью эпох или целых периодов.

Известны также батолиты, которые формировались на протяжении очень длительного времени в несколько фаз интрузивной деятельности. Время формирования таких многофазных интрузий в Центральном Казахстане растягивается от ордовика до девона включительно. При этом изменяется и состав интрудирующей магмы: начальные ее фазы характеризуются более основным составом (гранодиориты), конечные – более кислым (лейкократовые граниты).

Задачи полевого изучения интрузивных пород

При геологическом картировании интрузивных массивов весь полевой материал следует сосредоточить в руках одного геолога, поручив ему и полевую обработку полученных данных. При выборе направлений маршрутов необходимо следить за тем, чтобы маршрутами были покрыты как краевые, так и центральные части массивов.

Должна быть изучена форма выхода интрузии на поверхность и выявлено положение ограничивающих ее контактов в пространстве. Для этой цели, помимо непосредственных наблюдений, используют наблюдения над первичной тектоникой, геоморфологические особенности рельефа, геофизические данные.

В экзоконтактовых зонах следует оконтурить роговики и ороговикованные породы и внимательно следить за развитием скарнов, вторичных кварцитов, зон окварцевания и т. п.

В пределах интрузии внимание должно быть сосредоточено на изучении состава; необходимо вести отбор образцов пород, образцов для изготовления шлифов, химических, спектральных и иных анализов. Особенно тщательно должны быть изучены эндоконтактовые (краевые) зоны интрузий и жильные образования. Изучение элементов прототектоники ведется по возможности на всей площади интрузии. Однако тщательное изучение отдельных выборочных, наиболее интересных участков может также привести к очень важным выводам.

Вопросы, связанные с определением возраста интрузий, решаются с особой тщательностью. Необходимо проверить и сравнить все собранные данные; геолог обязан посетить все контакты, проливающие свет на время формирования интрузий. При необходимости решения вопроса о возрасте интрузий организовываются горные или буровые работы с целью расчистки или разбуривания контактов.