6. Магматические породы мантийного происхождения

Общая стратификация выражается в наличии зон разного соста­ва, последовательно сменяющих друг друга по вертикали. В ни­жней части плутонов залегают дуниты, перидотиты, пироксениты. Вверх по разрезу они сменяются норитами и габбро, а вблизи кров­ли появляются ферродиориты. Мощность отдельных зон варьиру­ет от сотен метров до нескольких километров.

Ритмичная слоистость выражена в чередовании параллельных или почти параллельных слоев мощностью от долей сантиметра до 1-2 м, которые отличаются количественными соотношениями по­родообразующих минералов: оливина, орто- и клинопироксена, плагиоклаза. Тяжелые минералы — оливин и пироксен — скапли­ваются в нижних частях слоев, а более легкий плагиоклаз — в верх­ней части слоя. Возникает градационная слоистость, напоминаю­щая строение ритмических осадочных толщ, например, флиша⁶. Это сходство подчеркивается наличием внутри расслоенных плуто­нов участков с косой слоистостью, а также текстур оползания, ло­кального размыва и т.п. Пачки магматических пород с ритмичной слоистостью достигают мощности во многие сотни метров. В боль­шинстве расслоенных плутонов слои залегают почти горизонталь­но и дискордантны по отношению к крутым боковым контактам и краевым зонам закалки. Однако в дайке Биннеринджи (Западная Австралия) описан расслоенный комплекс с почти вертикальным первичным залеганием слоев (Дж.Мак-Колл, 1971 г.).

Скрытая расслоенность выражается в закономерном измене­нии состава одних и тех же минералов по вертикали. В нижних ча­стях расслоенных плутонов сконцентрированы наиболее магнези­альные оливины и пироксены, а также самые кальциевые плагиоклазы. Вверх по разрезу оливины и пироксены становятся все более железистыми, а плагиоклаз — все более натровым (см. рис, 6.8 б). При этом доля пород, обогащенных оливином и пи­роксеном, уменьшается, а доля пород с преобладанием плагиокла­за, наоборот, возрастает.

Так, в самой нижней части массива Скергаард, доступной для наблюдения, обнажены одивиновые габбро, содержащие оливин Fo₆₆ и плагиоклаз Аn₆₁, а вблизи кровли плутона, расположенной на 2.5 км выше, залегают кварцевые ферродиориты, содержащие оли­вин Fo₄ (фаялит) и плагиоклаз Аn₃₀ [Л.Уэйджер и Г.Браун, 1970]. Су-

⁶ Во флише слои отличаются размером обломочных зерен, а в расслоенных плутонах — составом минералов.

Часть ГО. Магматические горные породы (петрология)

дя по составу мелкозернистого габбро из закаленной краевой зоны, железистость исходного расплава, заполнившего камеру Скергаард-ского плутона, составляла Fe/Mg = 0.55. При K_D = 0.3, железистость оливина, равновесного по отношению к такому расплаву, равна 0.165, что соответствует Fo₈₆. Следовательно, в нижней, не обнажен­ной части Скергаадского расслоенного плутона можно ожидать значительно более магнезиальный оливин, чем Fo₆₆.

Внутреннее строение расслоенных плутонов не оставляет сомне­ния в том, что их гетерогенность связана с кристаллизационной дифференциацией базальтовой магмы. Ранние простейшие моде­ли предполагали, что при затвердевании магматических камер, за­полненных базальтовым расплавом, сверху вниз твердые кристал­лические фазы, будучи более тяжелыми, чем жидкая фаза, погружаются на дно камеры в виде кумулатов и испытывают при этом сортировку под влиянием силы тяжести, а скрытая расслоен-ность отражает изменение состава кумулатов и остаточного рас­плава в ходе кристаллизации. По мере осаждения кристаллических фаз, богатых магнием и кальцием, жидкая фаза становится все бо­лее железистой и обогащается натрием, что приводит к закономер­ному изменению состава цветных минералов и плагиоклаза.

Последующие детальные исследования привели к более слож­ным моделям. Было установлено, что центростремительная крис­таллизация магматических камер от краев вовнутрь ограничена лишь узкой краевой зоной, примыкающей к холодным боковым по­родам. Основной объем расслоенных плутонов кристаллизовался снизу вверх, поскольку исходные магмы практически не содержа­ли воды, и температуры их ликвидуса и солидуса возрастали с глу­биной. В каждый момент времени у дна камеры существовала за­стойная зона мощностью в несколько метров, где и происходила кристаллизация. Ее верхняя кромка (фронт начала затвердева­ния) соответствовал изотерме ликвидуса главного объема распла­ва. Здесь происходило выделение ликвидусных фаз, составляющих 70-75% объема зоны кристаллизации. Нижняя кромка этой зоны (фронт конца кристаллизации) соответствовал изотерме солидуса остаточной межзерновой жидкости. Соответственно, в интрузивных породах, образовавшихся после прохождения зоны кристаллизации, наблюдаются две группы зерен: минералы кумулуса, представлен­ные относительно идиоморфными ликвидусными фазами, и распо­ложенные между ними ксеноморфные зерна интеркумулуса — ми­нералы солидуса. По мере охлаждения главного объема расплава

480