Основні інтрузії Хібін і Ловозера, Балтійський щит | 0,40

Нефелінові сієсіти, Кишенгарх, Індійський щит | 0,58

Інтрузії центрального типу, Асбарстах, Гірське озеро, Алданський щит | 0,65

Маріупольський масив нефелінових сієнітів, Український щит | 1,75

Масив Гремяхо - Вирмес, Балтійський щит | 1,85

Утворення. Поки що ще до кінця не з’ясовано, яким чином звільняється простір для таких гігантських об’ємів магми. Одні геологи вважають, що при підйомі сильно нагрітої магми нею поглинаються і потім в ній розчиняються ( ассимілюються ) великі пропорції породи. При цьому процесі, названому магматичним зруйнуванням, крупні блоки породи відчленовуються від покрівлі, яка дробиться і руйнується. Уламки падають у більш легкий магматичний розплав і там частково розчиняються або опускаються на глибину. За рахунок цього магматичний резервуар, природньо, розширюється, і магма просувається далі вверх в земну кору. Наявність частково ассимільованих порід, у які відбувалося вторгнення, у значно віддалених від країв внутрішніх частинах батолітів доводить, що зруйнування дійсно відбувається; проте кількісна роль цього процесу лишається неясною.

Інші геологи вважають, що батоліти вторгаються подібно до ін’єкції, з силою. Це — підходяще пояснення для випадків згідного залягання батолітів в регіональній структурі. Велика маса магми просто втискується у древніші породи, з силою розсуваючи їх у боки при своєму русі вверх. Якщо легка магма піднімається крізь важчі вміщуючі породи, сила вторгнення може бути зумовлена гравітацією. Взагалі будь-яка магма має меншу густину, ніж вивержені породи того ж складу. Отже, повинна існувати загальна тенденція, яка примушує утворені магматичні розплави пересуватись вверх і займати вище розташування у полі сили тяжіння. Це особливо справедливо для кислих магм ( якою є магма батолітів ), оскільки середня густина речовини вивержених порід зменшується з підвищенням вмісту кремнезему. Оскільки більшість крупних батолітів пов’язана із зонами деформації земної кори, магматичне тіло може також вижиматися під дією деформуючих сил.

Деякі геологи притримуються думки, що гранітні породи батолітів формуються на місці шляхом ‘гранітизації’, при якій глибоко занурені осадові породи, вулканічні туфи і лави спочатку підлягають перекристалізації і потім, продовжуючи змінюватися під дією гарячих розчинів і мігруючих іонів, перетворюється, навіть без повного розплавлення, в гранульовану ( зернисту ) масу, що має форму батоліта і гранітний склад. У м’якому, структурно поступливому стані така маса може вести себе деякою мірою як магма. Смугасті породи біля країв батолітів з поступовими переходами від шару до шару, своєрідні структурні особливості і реліктові текстури свідчать на користь гіпотези гранітизації. Але спостережувані в інших випадках різкі січні контакти, ознаки зруйнування і механічного скучування, відносно масивний характер припустимо інтрузивного тіла, склад і послідовність кристалізації утворюючих його мінералів суперечать цій теорії.

Через суперечливість аргументів питання про відносне значення магми і гранітизації при утворенні батолітів продовжує широко обговорюватись. Якщо гранітна магма утворюється безпосередньо при частковому або повному плавленні порід за участі водяної пари під великим тиском, як у лабораторних експериментах, то відпадає проблема заміщення інших порід. Більше того, можливі обидва процеси — і гранітизація, і вторгнення магми. Граніти, залягаючі на місці генерації магми, наз. автохтонними, а граніти, пов’язані з переміщенням магми, — аллохтонними. Склад автохтонних гранітів залежить від складу вміщуючих порід. Формування аллохтонних гранітів відбувається у декілька етапів — фаз вторгнення. При цьому ранні вторгнення характеризуються більш основним складом.

.

Магматичні інтрузивні породи

Структури інтрузивних порід визначаються умовами їх утворення ( повільне охолодження і кристалізація магми при підвищених температурах і тисках ) і найчастіше бувають рівномірнозернистими і нерівномірнозернистими. Серед останніх виділяють породи великозернисті ( розмір зерен мінералів від 1 до 0,3 см ), середньозернисті ( 0,3 - 0,1 см ), дрібнозернисті ( 0,1 - 0,05 см ) і тонкозернисті (менше 0,05 см ). Найпоширенішими текстурами інтрузивних порід є масивні і щільні, для яких характерне щільне прилягання мінералів один до одного без будь-якої орієнтації у їх розміщенні.

До складу магматичних порід входять породоутворювальні мінерали і акцесорні. Основними мінералами магматичних інтрузивів є біотит, кварц, калієвий польовий шпат, рогова обманка, олівін, піроксени, амфіболи, слюди. Акцессорні: циркон, апатит, хроміт, магнетит, рудний мінерал.

Усі магматичні породи за вмістом кремнекислоти розділяються на кислі, середні, основні та ультраосновні.

Кислі породи характеризуються світлим забарвленням, внаслідок переважання у їх складі польових шпатів і кварцу. Найпоширенішими породами є граніт і його ефузивний аналог — ліпарит.

Граніт — інтрузивна порода із зернистою ( рівномірнозернистою чи нерівномірнозернистою ) структурою. Текстура щільна масивна. Основні мінерали — польовий шпат і кварц, у невеликій кількості — мусковіт. Біотит, рогова обманка становлять не більше 10 %.. Акцесорні мінерали — гранат, апатит, циркон, магнетит тощо. Колір обумовлений забарвленням польових шпатів — може бути ясно-сірий, жовтуватий, рожевий, червоний. Залягає у вигляді батолітів, штоків, лаколітів, рідше утворює дайки. Широко використовується як будівельний і облицювальний матеріал. Граніт — дуже поширена в земній корі порода. Великі поклади його відомі в межах Українського щита ( на Житомирщині, Придніпров’ї, Приазов’ї ) та на Кольському півострові. З покладами гранітів часто пов’язані цінні корисні копалини — вольфраміт, молібденіт, рідкоземельні метали тощо.

Середні породи також характеризуються в основному ясним забарвленням. До цієї групи належать пари діорит-андезит і сієніт-трахіт.

Діорит — інтрузивна порода зернистої структури, частіше — дрібнозерниста. Текстура масивна, рідше смугаста. Складений польовим шпатом, роговою обманкою, інколи наявний біотит. У тому випадку, коли містить кварц ( до 10 % ), наз. кварцовим діоритом.