» » Геологические условия образования различных тел магматических пород

Геологические условия образования различных тел магматических пород

30.07.2016

В вулканогенных геосинклиналях (эвгеосинклиналях) магматическая активность, протекающая с различной интенсивностью, осуществляется одновременно с осадконакоплением в стадии нисходящего движения дна геосинклинали. В это время образуются мощные толщи перемежающихся между собой осадочных и вулканических пород (лав и пирокластолитов). Морфология вулканических тел обычно пластообразиая (покровы и межпластовые лавовые тела или силлы), реже образуются удлиненные тела (потоки). Протяженные магмаподводящие каналы вулканизма (трещинные извержения) образуют дайки, порой фиксируются различного диаметра цилиндрообразные магмаподводящие каналы, если извержение происходило из определенного центра (центральные извержения).
В период начала складчатости и прекращения вулканизма формируются гипербазиты (альпинотипные), образующие неровные стенообразные выклинивающиеся тела. Имеется основание говорить о немагматическом происхождении этих тел (протрузии).
На следующей стадии развития геосинклинали формируются огромные тела гранитоидов в результате активного внедрения магмы в складчатые структуры и наложенного метасоматоза, что осуществляется длительное геологическое время. Таким образом, типичным местом формирования гранитоидов являются геосинклинали, но они образуются и в других геолого-структурных условиях. Вопросом выделения различных геолого-структурных типов гранитоидов занимались Ю.А. Кузнецов и A.Л. Яншин, Г.М. Заридзе, А. Симонен и др.
Ю.А. Кузнецов и А.Л. Яншин выделяют четыре типа гранитоидов: 1) позднеорогенный, или сининверсионный; 2) послеорогенный, или постинверсионный, иначе окологеосинклинальный, т. е. образованный не в пределах геосинклинали, вступающей в орогенную стадию развития, а в соседней, уже давно консолидированной структуре; 3) внегеосинклинальный (сводово-блоковый, сводово-разломный, разломно-блоковый), известный под названиями «телеорогенный», «телегеосинклинальный», «магматизм зон активизации», либо «магматизм поздних и конечных этапов развития подвижных зон»; 4) синтектонический, или синорогенный, распространенный в древнем докембрии и редко в более поздних складчатых структурах типа зон смятия и представленный инъекционными гнейсами и гранито-гнейсами.
А. Симонен на основании анализа взаимоотношений между размещением гранитоидных интрузивных плутонов и орогенным складкообразованием предлагает следующую тектоническую классификацию гранитоидов: 1) доорогенные (плутоны более древние, чем складкообразование); 2) синорогенные и 3) позднеорогенные (одновременные со складкообразованием, структура которых гармонирует со структурой вмещающих горных пород); 4) посторогенные, образующие батолиты, штоки и дайки, резко секущие вмещающие горные породы, но относящиеся к периоду все еще продолжающегося складкообразования; 5) анорогенные, слагающие батолиты и штоки гранитоидов, резко секущие древние платформы и их осадочный чехол, не связанные с орогенным складкообразованием и расположенные вдоль глубинных разломов, рассекающих земную кору.
По данным этого автора, доорогенные плутонические массивы сложены гнейсовидными катаклазированными горными породами и относятся к древнему субстрату складчатых поясов, которые ремобилизованы и омоложены в период орогенеза. Массивы этих горных пород сорваны с фундамента и заключены в шарьяжах, либо образуют своды и купола, мобилизованные и поднятые над фундаментом во время субсеквентных вспышек орогенеза. Наличие подобных плутонических тел, сорванных с фундамента, сомнений не вызывает, но вряд ли можно рассматривать их в качестве интрузивных массивов. Они, по-видимому, относятся к категории тектонических блоков.
Синорогенные и позднеорогенные интрузии составляют главные типы гранитоидных массивов, образованных в процессе развития геосинклиналей, однако замена понятия «синорогенный» понятием «раннеорогенный» лучше отразит происходящие в природе явления. Следует учесть, что позднеорогенный процесс также является синорогенным. Разница между первым и вторым заключается в том, что первый произошел раньше второго. Видимо, проще назвать их так, как на самом деле они развиваются в природе.
Посторогенные плутонические породы представлены в основном массивными гранодиоритами и гранитами, структура которых не обнаруживает воздействия на них орогенических движений. Посторогенные батолиты крайне редки на глубоких срезах докембрийских складчатых областей, но обычны для более молодых складчатых поясов Земли.
На основании анализа приводимого ниже фактического материала в настоящее время представляется целесообразным выделить пять различных геолого-структурных типов гранитоидов: раннеорогенные, позднеорогенные, завершающеорогенные, субвулканические и кратогенные.
В геологической истории развития той или иной области гранитоиды формировались и различное время. В частности, по-видимому, нельзя сомневаться в наличии интрагеоантиклинальных (раннеорогенных и позднеорогенных) гранитоидов, т. е, гранитоидов, образование которых парагенетически связано с первой сильной складчатостью (поднятием) осадков определенного геосинклинального трога и гранитоидов, возникающих в связи с формированием горно-складчатой области в результате проявления интенсивных разломно-блоковых движений, после прекращения геосинклинального режима во всех частных прогибах (рис. 11).
Геологические условия образования различных тел магматических пород

На Кавказе раннеорогенные гранитоиды формируются в стадию возникновения интрагеоантиклинали за счет вулканогенно-осадочной интрагеосинклинали (эвгеосинклинали) перед заложением флишевого прогиба, либо одновременно с ним. В это время здесь образовались небольшие массивы — штоки. В других геосинклинальных системах существуют геоантиклинальные зоны, развивающиеся унаследованно с эпохи возникновения или регенерации геосинклинального режима. В частности, на Урале такими зонами являются Урало-Тобольская на юге и Исетско-Салдинская па севере. В этих случаях гранитоиды развиваются в течение всей жизни геосинклинальной системы. Однако они всегда приурочены к геоантиклинали. В данном случае последовательно образовавшиеся гранитоиды следует называть «первые раннеорогенные», «вторые раннеорогенные» и т. д.; «первые позднеорогенные», «вторые позднеорогенные» и т. д., включая в это определение их возраст.
Позднеорогенная стадия, т.е. общий подъем горно-складчатой области в связи с проявлением разломно-блоковой тектоники на Большом Кавказе, начинается не позднее миоцена (рис. 12).
Геологические условия образования различных тел магматических пород

В эту стадию в плиоцене формируются малые интрузии и дайки гранитоидой (позднеорогенные гранитоиды). В частности, в Северной Осетии и в верховьях р. Цхенисцкали были образованы горные породы, отвечающие кварц-диорит-плагиогранит-гранитовой формации. Несколько позднее происходили, главным образом в виде потоков, излияния базальтов, дацитов и андезитов.
На Малом Кавказе в альпийском цикле последовательно возникло несколько самостоятельных геоантиклиналей за счет вулканогенных геосинклиналей, с каждой из которых связаны гранитоидные массивы — штоки и батолиты. Известны также там завершающеорогенные металлоносные гипабиссальные малые интрузии и дайки различного состава, датируемые плиоценом.
В северной части Малого Кавказа, в центральной зоне Аджаро-Триалетской наложенной вулканогенной геосинклинали, в связи с триалетской фазой складчатости в конце среднего — начале верхнего эоцена возникает геоантиклиналь-ная структура и формируются раннеорогенные кварц-габбро-диоритовые и сиенит-диоритовые интрузии (штоки, дайки), в парагене-тической связи с которыми образуются меднополиметаллические месторождения. В Гурийской зоне возникают анальцимовые сиениты.
Заслуживают внимания данные о тектоно-магматическом развитии Урало-Саяно-Тяньшаньского внутриматерикового подвижного пояса, заключенного между тремя платформами — Русской, Сибирской и Таймырской, приводимые В.А. Унксовым и Т.Н. Ивановой. В раннем кембрии в этом регионе на стабилизированном основании байкалид развился подвижный пояс; внутри этого пояса заложились эвгеосинклинальные прогибы, вулканогенно-осадочные толщи которых занимают огромные площади в Алтае-Саянском регионе, Центральном Казахстане, Северном и Среднем Тянь-Шане и в ряде мест Урала. Проявления внешней миогеосинклинальной зоны фиксируются на юго-востоке Каратау, в западной зоне Урала и у края Таримской платформы. К ним же относятся все краевые и внутренние прогибы и впадины байкалид, в частности Манский прогиб в Восточном Саяне. С вулканической деятельностью сопряжены малые интрузии — в основном штоки (корни отчасти преобразованных эффузивов) габбро-диорит-диабазового и других составов. Развились также относительно поздние интрузии дунит-гарцбургитовой формации. В конце среднего кембрия проявились складчатость и поднятия на территории значительной части Алтае-Саянского региона в узких частях Чингиза-Тау, Южного Тянь-Шаня и Урала. С ними связаны внедрения мощных раннеорогенных интрузий (батолиты) диорит- и кварц-диорит-плагиогранитовой формации Алтае-Саянского региона, в Кокчетавской и Ерментау-Чингиз-Тарабагатайской зонах Центрального Казахстана и в Северном Тянь-Шане. Эти складчатые движения вызвали здесь прекращение вулканической активности и мощное развитие терригенных отложений. Центры вулканической деятельности переместились на запад.
На восточном склоне Урала в ордовике начинают интенсивно развиваться эвгеосинклинальные прогибы, эффузивы которых (андезит-базальтовые порфирита) в общем сходны но составу с кембрийскими. В это же время продолжает развиваться стабильная узкая миогеосинклинальная зона. К северо-западу от Чингиз-Тарабагатайской полосы максимального вулканизма до Рудного Алтая располагается внутренняя мегазона. Что касается Горного Алтая и всей остальной территории развития ордовик-силурийских отложений Алтае-Саянского региона, то они относятся к внешней мегазоне, лишенной вулканических проявлений.
В конце ордовика и в силуре, как и в конце кембрия, проявляются обширные поднятия в связи с интенсивной складчатостью. Складчатые движения охватили весь Северный Тянь-Шань, а также впоследствии вновь прогнувшиеся зоны Южного Тянь-Шаня. Они распространились также на запад и север Центрального Казахстана, вовлекая обломки древних глыб—Карсакпайской, Улутауской и Кокчетавской.
В позднем ордовике — раннем силуре формировались раннеорогенные крупные интрузивы (батолиты). Признаки тектонических движений на границе ордовика и силура отмечаются на Урале, кое-где на Алтае, далее к северо-востоку они не распространяются. В Горном Алтае и Туве в это время происходит интенсивное осадконакопление терригенного материала. Вблизи активизировавшихся поднятий Улутауской и Кокчетавской зон Центрального Казахстана в силуре возникают остаточные брахисинклинальные прогибы, в которых накладываются континентальные красноцветные отложения с одновременным проявлением наземного вулканизма. В это время Чингиз-Тарбагатайская зона и Западное Прибалхашье развиваются по эвгеосинклинальному профилю. Продукты вулканизма имеют андезит-базальтовый и дацитовый состав.
В первой половине среднего девона наблюдается широкое проявление вулканизма в различных тектонических зонах, теряющих временно четкость своего выражения. Все же имеется возможность выделения внутренней мегазоны геосинклинальных вулканогенно-осадочных образований и внешней мегазоны с развитием в ней существенно-континентальных или эпиконтинентальных отложений межгорных впадин и прогибов, в которых слабые проявления вулканизма продолжались недолго. Первая из этих мегазон, потерявшая свою однородность уже в силуре, теперь распалась на четыре части; Восточно-Уральскую, Джунгаро-Балхашскую, Обь-Зайсанскую и Тянь-шаньскую. С эффузивами в данном случае связаны субвулканические интрузии. Позднее образовались гипербазиты.
Co складчатыми поднятиями мобильных структур внутренней мегазоны связаны раннеорогенные гранит-гранодиоритовые интрузивные формации. К позднеорогенным гранитоидам верхнепалеозойского возраста, возможно, следует отнести гранитоиды, приуроченные к сводово-глыбовым структурам внешней мегазоны. Среди них выделяются щелочноземельные и щелочные граниты, граносиениты, сиениты, нефелиновые сиениты и др., образующие базальтовые тела.
По данным Н.Я. Некрасовой, в палеозойской Верхояно-Чукотской терригенной геосинклинали, заложенной в ордовике, образуются диориты, монцонит-сиениты и граносиениты, в связи с поднятиями в карбоне. Позднеорогенная стадия проявляется в перми в связи с разломно-блоковыми движениями. В это время имело место проявление вулканизма, в целом основного состава, и образование гипабиссальных тел, сложенных основными породами повышенной щелочности.
Хорошо иллюстрируется формирование магматических тел на примере мезозойско-палеогеновой Верхояно-Чукотской геосинклинали, заложенной в позднем триасе. Геосинклинальный в целом режим продолжался здесь до поздней юры, в результате чего накопились осадки, мощность которых местами превысила 8 км. В поздней юре в краевой части геосинклинали происходит эффузивная деятельность, в результате чего образуются вулканогенно-осадочная толща мощностью около 500 м и субвулканические интрузии габбро, габбродноритов и диоритов. В связи с тектоническими движениями вдоль глубинных разломов формируются линейновытянутые тела раннеорогенных гранитоидов (граниты, гранодиориты, кварцевые диориты, редко аплиты и аплито-пегматиты), несущих оловянно-вольфрам-молибденовое оруденение.
На Кондаковском плоскогорье и хребтах Полоусном и Улахан-Сис в раннем мелу наблюдается трансгрессия моря и образование меловой эффузивной толщи дацитового и андезитового, реже базальтового состава, несогласно перекрывающей триасовую и юрскую сланцево-песчаниковую толщу. В поздием мелу в связи с поднятием области развития меловой вулканогенно-осадочной толщи формируются вторые по счету позднеорогенные гранитоиды (кварцевые диориты, грано-диориты, андезнновые граниты), образующие штоки, линзы и дайки с оловянно-касситеритовым, свинцово-цинковым, сурьмяным оруденением. В конце мела — палеогене здесь вновь проявляются орогенетические движения, В это время образуются завершающеорогенные малые интрузии (дайки, штоки) гранит-порфиров и диорит-порфиров с золоторудной минерализацией. Далее развивается вулканизм центрального типа, продукты которого представлены лавами и туфами андезитов и базальтов.
Весьма показателен также пример образования гранитоидов в палеозойской Иртышско-Зайсанской сиалической геосинклинали, заложенной в позднем силуре — среднем девоне, где уже в позднем девоне образуются линейновытянутые интрузивы (габбро-амфиболиты, диориты, тоналиты, местами катаклазированные роговообманковые плагиограниты) с полиметаллической минерализацией, приуроченные к Иртышско-Маркакульскому глубинному разлому и, стало быть, являющиеся раннеорогенными образованиями. В собственно Иртышской зоне Смятия Гранитоиды (микроклиновые, биотитовые, двуслюдяные, пегматоидные граниты, пегматиты, аплиты и др.) повторно формируются в раннем карбоне позднеорогенные гранитоиды).
Амуджикапо-шахтаминский комплекс названными геологами подразделяется на два подкомплекса — амананский (диориты, кварцевые диориты, гранодиориты и амфибол-биотитовые граниты, биотитовые и лейкократовые граниты, жильные гранит-порфиры) и амуджиканский (интрузивно эффузивные мелкозернистые габбро-диориты, диориты, микродиориты, диоритовые порфирита кварцевые и бескварцевые, гранодиорит-порфиры, дациты, гранит-порфиры, фельзиты, интрузивные гигантопорфировые образования — биотит-амфиболовые граниты, гранодиориты, гибридные породы и пироксеновые порфириты). Каждый из подкомплексов характеризуется самостоятельной линией развития, различной глубиной становления и разобщением во времени, достаточным для обнажения амананских гранитоидов, видимо, связанного с. поднятиями и последующей эрозией, о чем свидетельствует налегание на эродированную их поверхность эффузивных покровов амуджиканского подкомплекса.
В состав нерчуганского комплекса входят интрузивные породы (щелочные и субщелочные эгириновые и арфведсонитовые граниты, граносиениты, гранит-порфиры) и экструзивно-эффузивные образования (кварцевые и сферолитовые порфиры). Наиболее поздними являются туфогенно-осадочные и угленосные отложения мезозойско-кайнозойских депрессий.
В Северо-Восточном Забайкалье и смежных областях, видимо, происходили последовательные поднятия, завершающиеся орогенезом, в связи с главными тектоническими движениями, со всеми вытекающими отсюда последствиями: образование горного сооружения и межгорных впадин, выполненных континентальными, частью угленосными осадками мощностью до 1—2 км, формирование различных гранитоидов с молибденовой из олоторудной минерализацией, проявление вулканизма.
Следует отметить, что на рассматриваемой территории развития древних складчатых сооружений мезозойские интрузии имеют более широкое распространение, чем в смежном Охотско-Катазиатском поясе, прошедшем в мезозое геосинклинальное развитие. По данным М.С. Нагибиной, Охотско-Катазиатский, или Восточно-Азиатский, тектоно-магматический пояс, объединяющий Охотский, Сихотэ-Алинский и Катазиатский (Восточно-Китайский) пояса, представляет собой крупнейшую структурную единицу Восточной Азии, имеющую общее северо-восточное, близкое к меридиональному простирание, обусловленное системой глубинных разломов, ограничивающих с востока Азиатский континент, вдоль которых происходила эффузивная и интрузивная деятельность огромных масштабов.
Время заложения и развития глубинных разломов различное для краевых и центральных (Сихотэ-Алинь) частей пояса. В первом случае это промежуток от нижнего мела до неогена, а во втором — от верхнего мела до неогена. Во всех частях пояса фиксируется однотипная эволюция магматических процессов — неоднократная закономерная смена континентальных изолиний разного состава — от основного и ультраосновного до кислого. Каждый этап развития магматизма заканчивается формированием гранитоидов, принадлежащих к различным геолого-структурным типам.
Исходя из тектонического положения Охотско-Катазиатского тектоно-магматического пояса, наложенного на разнородные структуры, на границе современного Азиатского континента и переходной зоны к Тихому океану, М. С. Нагибина относит его к особому типу наложенной эпигеосинклинальной и эпиплатформенной краевой структуры Азиатского континента.
В петрографическом отношении подробно изучен Охотский краевой вулканический пояс Е.К. Устиевым. Пояс развился как наложенная структура в позднем мезозое вдоль границы между двумя разновременными (мезозойской Верхояно-Чукотской и кайнозойской Коряцко-Камчатской) складчатыми областями.
В развитии Охотского пояса в меловой период четко выделяются два этапа (цикла). Первый этап — раннемеловой — характеризуется длительным периодом преимущественно андезитового вулканизма (последовательность излияний — андезиты, андезит-липариты, андезиты). Конец этапа отмечен фазой складчатости, в связи с которой образовались «охотские» интрузии, имеющие преимущественно гранодиоритовый состав (последовательность их формирования — габбро, диориты бескварцевые и кварцевые, гранодиориты, плагиограниты, граниты). Охотские интрузии (батолиты) прорывают и метаморфизуют вулканогенно-осадочные отложения нижнего мела и перекрываются верхнемеловыми породами следующего структурного яруса. Галька «охотских» интрузий содержится в сеноман-туронских конгломератах этого района.
Для второго этапа — позднемелового — характерно образование полого-залегающих континентальных вулканогенно-осадочных пород (мощность от 600— 800 до 1300—1500 м), налегающих с угловым несогласием на породы раннемелового структурного яруса. Продукты вулканизма преимущественно липаритового состава с весьма значительной ролью разнообразных туфов, в том числе игнимбритов (последовательность излияний — андезиты, дациты, липариты, щелочные липариты). Проявление верхнемеловой (ларамийской) фазы складчатости предполагается по стратиграфическому перерыву в отложениях Охотско-Камчатской гессинклинали. В связи с этой фазой образовались гипабиссальные интрузии, представленные обычно лейкократовыми гранит-порфирами с оловянной и редкометальной минерализацией. Реже гипабиссальные тела сложены щелочноземельными, субщелочными и щелочными гранитами.
С третичным этапом вулканизма, начавшегося в палеоцене, связано образование верхнего структурного яруса Охотского пояса. Излияния носили трещинный характер; продуктами их были базальты и андезит-базальты, образующие почти горизонтальные покровы, нивелирующие неровности рельефа, представленного в основном породами верхнемелового структурного яруса. Общая мощность третичных лавовых покровов колеблется от 300—500 до 1000—1200 м. Интрузии, имеющие главным образом габбро-долеритовый и диорит-андезитовый состав, крайне редки.
Из приведенной характеристики видно, что нижнемеловые гранитоиды Охотского пояса относятся к раннеорогенному типу, поскольку их становление совпадает с первыми фазами складчатости. Что касается верхнемеловых гранитоидов, то они, видимо, образовались в результате тектоно-магматической активизации. Здесь, видимо, имеются две гранитоидные формации: нижнемеловая габбро-плагиогранит-гранодиоритовая и верхнемеловая — гранит-порфировая (рис. 13).
Меловых вулканических формаций также две — нижнемеловая андезитовая и верхнемеловая — андезит-дацит-липаритовая. Третьей вулканической формацией является неогеновая базальтовая.
Геологические условия образования различных тел магматических пород

Следует отметить, что кажется излишним применение термина «вулканоплутоническая формация» для вулканических и интрузивных образований Охотского пояса и однотипных с этим поясом областей, так как нет принципиальной разницы в последовательности магматических процессов — эффузивного и интрузивного — каждой из этих областей. Магматический процесс всегда начинается вулканической деятельностью, позднее проявляется фаза складчатости, в связи с которой вулканизм прекращается и формируются гранитоиды. В некоторых складчатых областях, в частности на Малом Кавказе, образуется несколько со-складчатых гранитоидных формаций, разобщенных значительным промежутком геологического времени, аналогично тому как это имело место в меловое время в Охотском поясе. Стадия формирования горноскладчатого сооружения знаменуется внедрением позднеорогенных малых интрузий и конечным вулканизмом преимущественно основного состава, как это наблюдается в третичное время в Охотском поясе.
Е.К. Устиев приводит следующую обобщенную характеристику для выделенного им формационного типа: «... вулкано-плутоническая ассоциация ... отличается последовательным развитием вулканических и плутонических серий с очевидными признаками генетической связи. В типичном выражении они сопутствуют одному тектоно-магматическому циклу, распространены в одних структурных условиях и выделены многими признаками петрографического, петрохимического и металлогенического родства».
Все это вполне приложимо не только к магматическим образованиям Охотского пояса и эвгеосинклиналям, но и к другим геоструктурным областям, где развиты гранитоиды, сформированные во время первой главной тектонической фазы, которым предшествует вулканизм. Следовательно, особенности, которые, по Е. К. Устиеву, характерны для вулкано-плутонических формаций, развитых в областях типа Охотского пояса, присущи также областям других геоструктурных типов, что давно уже установлено. Поэтому термин «вулкано-плутоническая формация» является излишним.
Видимо, можно считать эффузии и интрузии сопряженными парами, когда наблюдаются эффузивные образования и их бывшие подводящие каналы (субвулканические интрузии).
Для гранитоидов, которые развиты на платформах и щитах и не увязываются с геосинклиналями ни пространственно, ни во времени, вполне приемлемо наименование «кратогенные». К ним относятся плутоны Фекноскандии — тела, сложенные гранитами-ранакиви, и гранитные штоки в грабене Осло. Они пересекают осадки платформенного чехла, как, в частности, докембрийские граниты-рапакиви, залегающие в кристаллических породах Балтийского щита и секущие, по данным большинства исследователей, иотнийские отложения чехла. В юго-западной Африке (массивы Эронго и Брандберг) граниты прорывают триасовые осадки серии Карру. К кратогенным относятся также нижнедевонские гранитоиды Кузнецкого Алатау и Восточного Саяна.
С гранитоидами, образованными в результате тектоно-магматической активизации областей с завершенной складчатостью, в срединных массивах, платформах и их щитах, связан ряд месторождений, в состав руд которых входят; олово, вольфрам, ртуть, сурьма, редкие земли, полиметаллы, медь, молибден, висмут, флюорит и др.
В кратогенах образуются разнообразные формы залегания магматических пород, представленных главным образом базальтами. Здесь развиты тела, возникшие в результате трещинных извержений: в основном покровы и реже потоки. В горноскладчатых областях (замкнувшихся геосинклиналях), наоборот, широко развиты потоки (обычно кремнекислотной магмы), редко встречаются покровы и вулканы с плоскими вершинами (щитовые или щитовидные). Последние две формы могут возникнуть также в случае извержения подвижной пирокластическо-газовой смеси, способной к истечению. В результате выдавливания вязкой лавы возникают эндогенные вулканические купола, пики, иглы,
К субвулканическим (гипабиссальным) интрузивным телам относятся несогласные по отношению к вмещающим породам центральные кольцевые интрузии, типичными представителями которых являются крупнейший в мире Хибинский субвулкан и кольцевая дайка о. Мал (Шотландия). В центральных интрузиях кольцевого строения краевые кольца являются более ранними образованиями, нежели внутренние, что устанавливается секущим отношением последних.
В осадочном покрове кратогенов формируются различные согласные тела, явно связанные с активным действием (силой напора) магмы. К ним относятся силлы, лополиты, лакколиты и бисмалиты.
В условиях кратогенов формируются крупные тела так называемых расслоенных (стратифицированных) интрузивов, сложенных ультраосновными и основными породами, образованных, как полагают некоторые исследователи, путем кристаллизационной дифференциации с гравитационным осаждением в нижней части тела ранее выделившихся, более высокотемпературных минералов. Обычно эти интрузивы имеют форму лополита. Классическими представителями таких лополитов являются Бушвелдский в южной [Африке, Стиллуотерский (штаг Монтана), Дулутский (штаты Миннесота и Вашингтон) и Карибу-Лейкский (близ озера Онтарио) и США, Бейоф-Aйлендский (пpoв. Ньюфаундленд) в Канаде и др.