Складчатые орогенные области разного возраста изобилуют кислыми плутоническими породами, главным образом кварцевыми диоритами, грано-диоритами и гранитами. В складчатых областях и областях регионального метаморфизма кислые плутонические породы различного петрографического состава и структуры слагают тела или плутоны различного размера и формы. Наиболее обычны широкие и неправильные массы, называемые батолитами; они занимают площадь примерно от 40 кв. миль до тысяч квадратных миль. Боковые стенки батолитов вертикальны или круто наклонены наружу; признаки существования дна не обнаружены. Многие батолиты имеют куполообразную кровлю, которая нередко осложняется направленными вниз выступами, или провесами, кровли вмещающих пород. С вмещающими породами батолиты образуют как согласные, так и несогласные секущие контакты; кроме того, контакты могут быть резкими или постепенными. Известны гомогенные и сложные батолиты; последние состоят из многих разностей кислых плутонических пород, объединяемых под общим названием транитоидов. Определения термина «батолит», помещенные в различных учебниках геологии, показывают, что название «батолит» обычно используют в очень широком смысле и включают в него все гранитоицные плутоны значительных размеров с крутыми боковыми стенками.
Место в орогенезе
Крупные плутоны батолитовых размеров особенно многочисленны в комплексах фундамента, представляющих собой глубоко эродированные срезы докембрийских складчатых областей. На Балтийском щите древнейшая часть фундамента, возраст которой превышает 2600 млн. лет, сложена почти исключительно кислыми плутоническими породами с гранодиоритовым валовым составом. Кислые плутонические породы занимают около 60—70% древней складчатой области свекофеннид Балтийского щита с возрастом складчатости 1800—1900 млн. лет. Громадные батолитовые массивы кислых плутонических пород встречаются также во всех более молодых складчатых поясах Земли, хотя здесь они не играют такой доминирующей роли, как в глубоко эродированных докембрийских складчатых областях. Приведенные выше данные показывают, что гранитная кора континентов существовала уже в древнейшие геологические эпохи и что гранитоиды особенно обильны в самых глубоких срезах складчатых областей. Возможно, что в древнейшие геологические эпохи интрузивная деятельность была более интенсивной, чем в последующее время.
Геологические исследования в складчатых орогенических областях разного возраста выявили тесную связь между орогенными горообразующими движениями и размещением батолитов. На основе взаимоотношений между размещением интрузий и орогенными складкообразующпми движениями созданы обычно применяемые тектонические классификации гранитоидных пород. Плутоны, более древпие, чем складкообразование, относятся к доорогенным. Плутоны батолитовых размеров, одповозрастные со складчатостью, разделяются на две подгруппы: синорогенные и позднеорогенные. II син-и позднеорогенные батолиты формировались в процессе складкообразования, поэтому их структура гармонирует со структурой вмещающих пород. Кроме того, в складчатых зонах располагаются массивы посторогенных плутонов, батолитов, штоков и даек, резко секущих вмещающие породы, но относящихся к периоду складкообразования. Некоторые батолиты и штоки гранитоидов, резко секущие древние платформы и их осадочный чехол, вообще не связаны с орогенными складкообразующими движениями. Эти массивы называются анорогенными; они расположены вдоль глубоких разрывов, рассекающих земную кору. Ниже кратко описаны место в орогенезе и главные особенности тектонических групп батолитов. В качестве примеров взято несколько случаев из глубоко эродированной складчатой области Фенноскандии или Балтийского щита.
Доорогенные плутонические массивы, сложенные гнейсоподобными породами с катакластической структурой, относятся к древнему субстрату складчатых поясов, ремобилизованпому и омоложенному во время орогенических движений. Это либо массивы, сорванные с фундамента движениями надвигового типа и заключенные в шарьяж, либо своды и купола, заново мобилизованные и поднятые над фундаментом во время субсеквентных вспышек орогенеза. Ведущим фактором в размещений доорогенных плутонов служат орогенные надвиги и вертикальные движения древних гранитоидных масс. Доорогенные гнейсовые массивы и купола образуют согласные тела в складчатой области; при ремобилизации и формировании куполов они часто подвергались гранитизации и мигматизации.
Синорогенные батолиты образуются во время главного периода складчатости. Орогенические деформации и складкообразование продолжаются после их становления и вызывают возникновение в них заметной гнейсовидной текстуры. Гнейсовидиые разности особенно характерны для краевых частей плутонов. Синорогенные батолиты слагают удлиненные и овальные массивы, согласные с вмещающими породами. Они обладают крутыми боковыми стенками; их текстуры (листоватость и линейность) очень хорошо согласуются с текстурами окружающих сланцев, как это видно на структурных диаграммах докембрийских образований складчатой области свекофеннид Финляндии (фиг. 1). Синорогенные батолиты, сложенные преимущественно кварцевыми диоритами и гранодиоритами и сопровождающиеся малыми телами основных пород, особенно широко развиты в складчатых поясах Балтийского щита. Они встречаются преимущественно в антиклинальных зонах складчатой области, тогда как вмещающие их сланцы и гнейсы зажаты в синклиналях между антиклинальными батолитами. Синорогенные плутоны были сформированы в виде линзообразных масс, особенно вдоль плоскостей слоистости и листоватости в антиклиналях складчатой области.
Позднеорогенные батолиты формировались после главного периода, но еще в процессе складчатости. Их размещение оказало большое влияние на структуру вмещающих пород; возникшие структуры резко наложены на старый тектонический план складчатой области, сложившийся во время главного периода складкообразования. Структурные элементы (листоватость и линейность) позднеорогенных плутонов и их сланцевых ореолов не совпадают с основной структурой складчатого пояса. В отличие от согласных синорогенных плутонических масс размещение позднеорогенных батолитов не столь сильно зависит от тектонической структуры складчатого пояса. Позднеорогенные плутонические породы представлены в основном гранитами; они массивнее гнейсовидиых пород синорогенного типа. Не всегда, однако, можно провести четкое разделение орогенных плутонов на синорогенные и позднеорогепные, поскольку могут существовать многочисленные переходные разности от гнейсовидных синорогенных типов до более массивпых позднеорогенных плутонических пород. На глубоких срезах докеыбрийских складчатых областей позднеорогепные плутонические породы залегают в форме куполообразных тел или вместе со сланцами и синорогенными плутоническими породами образуют мигматиты. Становление позднеорогенных гранитных куполов характеризуется воздыманием диапиров, поперечной складчатостью, образованием пластических мигматитовых текстур и метасоматической гранитизацией. На фиг. 3 изображены главные фазы структурной эволюции позднеорогенных куполов мигматитовых гранитов в докембрии Свекофеинского складчатого пояса в юго-западной Финляндии. Гранитизация, вызвавшая образование мигматитовых гранитов, происходила на самых нижних уровнях умеренно складчатого пояса (фиг. 3, I). Гранитные диапиры поднялись вверх в антиклиналях. Гнейсовые синклинали опустились между гранитными куполами и были смяты в крутые изоклинальные складки. В кровле воздымавшихся куполов гнейсы были сплющены и раздавлены (фиг. 3, II). Поперечная складчатость возникла в результате сжатия между растущими куполами, линейно расположенными друг за другом вдоль простирания складчатого пояса (фиг. 3, III). Смена тектонических форм могла быть вызвана косыми срезами складчатого пояса (фиг. 3, IV). Более низкий уровень характеризуется залеганием гнейсов в виде мульд среди гранитов, тогда как на более высоком уровне гранитные купола окружены непрерывными гнейсовыми поясами.
Позднеорогенные батолиты отчетливо несогласны; они резко секут структуры вмещающего их складчатого пояса или плутонических пород, возникших одновременно со складчатостью. Тем не менее по расположению и по времени формирования они относятся к периоду горообразования. Посторогенные плутонические породы представлены в основном массивными гранодиоритами и гранитам, структура которых не обнаруживает влияния орогенических движений. Посторогенные батолиты крайне редки на глубоких срезах докембрийских складчатых областей, но обычны для более молодых складчатых поясов Земли.
Анорогенные плутонические массивы полностью дисгармоничны, и их образование связано не с периодом складчатости, а с глубокими разрывами. Анорогенные граниты массивны. Они сопровождаются обычно бедными кремнеземом плутоническими телами и, внедряясь в неметаморфизованные породы, образуют контактно-метаморфические ореолы. К этому типу плутонов в Фениоскапдии относятся, например, крупные массивы гранитов рапакиви и гранитные штоки в грабене Осло.
Что касается места батолитов в орогенезе, то в наибольшем количестве пл угоны встречаются на глубоких срезах докембрийских складчатых областей, где существует очень тесная связь между орогенной складчатостью и размещением батолитов. К докембрийским складчатым областям приурочены преимущественно синорогенные или позднеорогенные батолиты, тогда как в областях более поздней складчатости преобладают позднеорогенные или посторогенные батолиты. Причиной этого является различие в характере размещения батолитов на разных срезах горных цепей. Паддингтон [21 классифицировал гранитные плутоны в соответствии с их размещением в эпи-, мезо- или катазоне земной коры. Он пришел к заключению, что плутонические тела, расположенные в эпизоне, всегда несогласные и соответствуют анорогенной или посторогенной группам. Плутоны, расположенные в мезозоне, частью несогласные, частью согласные, имеют сложный характер и соответствуют посторогеппой или позднеорогениой группам. Плутоны в катазоне преимущественно согласные и относятся к синорогенной группе.
Природа и размещение
Проблема размещения батолитов и их места в орогенезе связана с проблемой образования гранитоидных пород. В настоящее время большинство петрографов считают, что образование гранитных пород может идти двумя главными путями; магматическим и метасоматическим. Геологические данные показывают, что породы многих батолитов кристаллизовались из силикатного расплава. Таттл и Боуэн [9], а также многие другие исследователи получили ряд новых экспериментальных данных по кристаллизации силикатных систем. По мнению некоторых авторов, гранитные батолиты представляют собой конечный продукт кристаллизационной дифференциации базальтовых магм, проникающих из недр Земли в корневые зоны складчатых поясов. Однако плутонические породы складчатых областей имеют преимущественно гранитоидный состав, а габброидные породы встречаются лишь спорадически. Этот факт не подтверждает представления о плутонических породах как о продукте дифференциации базальтовой материнской магмы. Сравнение общей массы гранитоидных пород с массой связанных с ними основных пород свидетельствует о том, что материнская магма орогенных гранитоидов обладала, вероятно, гранодиоритовым составом.
Распределение температуры в земной коре, особенно в складчатых поясах с большой тектонической активностью, создает благоприятные условия для образования гранодиоритовых или гранитных магм. Возможно, часть симы, еще не полностью затвердевшая, содержит норовые ювенильные растворы гранитной магмы. Кроме того, гранитная магма может образоваться при частичном плавлении, или анатексисе, сиалической коры и геосинкли-нальных отложений в пределах складчатых поясов. Эскола [5] обсудил проблему образования как ювенильной, так и анатектической гранитных поровых магм, а Винклер [10] суммировал свои экспериментальные данные о процессах анатексиса.
Гранитная поровая магма легче окружающей среды и стремится подняться вверх. Во время складкообразования она выжимается и в виде полностью или частично жидкой массы интрудирует вверх в охваченный складкообразованием пояс. При этом она теряет тесную связь с местом зарождения. Эскола [5] образно заметил, что «гранитную магму можно уподобить поту, который сочится из матери-земли при орогенических конвульсиях».
Магматические батолиты образуются из ювенильных или анатектических магм, вероятно, путем магматического обрушения или настоящих инъекции. Магматическое обрушение характерно для некоторых посторогенных и ан-орогенных батолитов и штоков; в этих случаях блоки вмещающих пород, опускаясь в магматическую камеру, освобождают место для подъема иитру-дирующей магмы. Лучшим свидетельством магматического обрушения служат кальдерообразные проседания, характерные для многих анорогениых гранитных штоков. Более важным механизмом возникновения батолитов в складчатых поясах являются, однако, настоящие инъекции магмы. Гранитная или граподиоритовая магма интрудирует в зону складкообразования под влиянием гравитационных и орогенических сил. Она раздвигает окружающие породы вверх и в стороны, создавая куполообразно изогнутые структуры. Клоос [3] и Бок [1] при изучении гранитной тектоники показали, что структурные элементы (линии течения, плоскостная текстура течения, дайки, трещины и разрывы) многих батолитов закономерно связаны с внедрением магмы.
Гранитизация — процесс метасоматическнй, каким бы способом ни происходило преобразование породы в гранитпую по составу и структуре. Полевые исследовапия, особенпо мигматитов докембрийского фундамента, показали, что породы разного первичного состава и генезиса, как метаморфические, так и магматические, при метасоматозе обнаруживают тенденцию изменяться в сторону гранитных пород. При полной гранитизации в граниты переходят различные типы пород. При этом породы, по составу близкие к гранитам, такие, как аркозы и метаграувакки, гранитизируются легко, тогда как известняки, кварциты и ультрабазиты, состав которых значительно отличается от гранитного, наиболее устойчивы к гранитизации и в виде реликтов обычно встречаются в гранитизированных областях. Известны многочисленные примеры частично гранитизированных пород, представляющих переходные стадии от первичных пород к гранитам, которые являются конечным продуктом полной гранитизации. Для гранитов, образовавшихся путем гранитизации, обычны теневые текстуры, указывающие на следы первичной породы. Реликтовая слоистость и текстуры многих гранитных батолитов свидетельствуют о том, что раньше на их месте находились более древние твердые породы и что батолиты образовались метасоматическим путем.
Симонен [8] отметил, что граниты, образовавшиеся путем гранитизации, обычно содержат больше калия, чем эвтектические граниты, образовавшиеся при кристаллизации гранитной магмы. В ряду пород от основных до кислых метасоматические граниты не соответствуют крайнему кислому члену этого ряда, а образуют особую группу, не имеющую магматических «предков».
Во многих случаях обнаруживается заметное различие в химическом составе породы до гранитизации и метасоматического гранита. Это свидетельствует о привносе в область гранитизации большого количества гранитного материала. Весьма вероятно, что привнесенным материалом был ювенильный или анатектический расплав, поднявшийся вверх в земной коре и вызвавший образование мигматитового фронта в недрах орогенических поясов. Кристаллизация интрудировавшего гранита длится вплоть до гидротермальной стадии, вызывая постыагматический калиевый метасоматоз. Эскола [5] пришел к выводу, что главный процесс при образовании метасоматических калиевых гранитов с неэвтектическим составом — постмагматический калиевый метасоматоз, тесно связанный с магматизмом.
Гранитизация представляет собой обычное явление в глубоко эродированных корневых мигматитовых зонах складчатых областей. Иногда она протекает без значительного увеличения объема, но многие крупные гранитизированные массивы батолитовых размеров диапирообразно выпирают вверх (см. фиг. 3), что свидетельствует о высокой подвижности. Гранитизация характерна для позднеорогенной и заключительной стадий эволюции орогенического пояса.
Заключение
Батолиты встречаются в складчатых поясах земной коры, где тектоническая активность и взаимодействие коры и верхней мантии наиболее интенсивны. Процессы в верхней мантии вызывают образование ювенильных магм гранитного состава, интрудирующих либо в геосинклинальные зоны, либо по глубоким разломам, рассекающим платформы. Региональный метаморфизм, анатексис и гранитизация, которые проявляются в складчатых поясах, свидетельствуют, кроме того, о значительных отклонениях от состояния температурного равновесия в земной коре. Температурные условия этих процессов создаются при взаимодействии между верхней мантией и корой.
Взгляды разных авторов на образование гранитных пород сильно расходятся, и трудно оценить относительную роль разных процессов в образовании гранитов. Многие геологи допускают, что первичные гранитные магмы и вещество, вызывающее гранитизацию, поступают при миграции гранитных элементов вверх из источника, расположенного на большой глубине. Окончательное образование гранитов связано с гравитационной дифференциацией в больших масштабах, которая происходила на протяжении всей геологической истории нашей планеты. Возможно, что ювенильные граниты, происходящие из верхней мантии, дают материал для образования и роста гранитной коры. Ювенильные граниты поставляют вещество, необходимое для анатексиса и гранитизации, которые играют важную роль в образовании гранитоидных пород и в геохимической дифференциации элементов в земной коре.