6.1.3. Кумулаты мантийных магм

Кумулаты мантийных магм образуются в процессе магматической дифференциации. Самым распространенным механизмом формирования является гравитационное осаждение ранних кристаллических фаз (оливина, пироксенов, хромовой шпинели) вблизи подошвы магматических камер, заполненных основными и ультраосновными расплавами (рис.15). Отличительной особенностью кумулятивных пород являются характерные структуры (рис. 16), а также несколько более магнезиальный (относительно первичного) химический состав. Примерами кумулятивных образований могут служить некоторые массивы дунитов и оливинитов, залежи хромититов в ультрамафитах, пикриты с избыточными вкрапленниками оливина, некоторые плагиоклазиты и т.д.

Рисунок 16. Кумулятивные структуры магматических пород.

6.1.4. Механизмы формирования расслоенных интрузивных тел

Результаты кристаллизационной дифференциации толеитовой базальтовой магмы наглядно наблюдаются в расслоенных телах, сложенных основными и ультраосновными породами: габбро, анортозитами, норитами, пироксенитами, перидотитами, дунитами. Характерной особенностью расслоенных массивов является неоднородное внутреннее строение. Вдоль контактов прослеживаются краевые зоны мощностью от нескольких десятков до 200-300 м, сложенные мелкозернистыми габбро или норитами, которые образовались при сравнительно быстром застывании исходного магматического расплава. Внутренняя часть массивов занята расслоенным комплексом. Различают три главных элемента расслоенности: 1) общую стратификацию; 2) ритмичную слоистость; 3) скрытую расслоенность (рис.17).

Рисунок 17. Принципиальная схема строения расслоенного плутона. Примечание: 1 – зона ультрамафитов; 2 – мафитовая (габброидная) зона; 3 – зона феррогаббро и ферродиоритов.

Общая стратификация выражается в наличии зон разного состава, последовательно сменяющих друг друга по вертикали. В нижней части массивов залегают ультрамафиты – дуниты, перидотиты и пироксениты. Вверх по разрезу они сменяются мафитовыми породами – габброидами, а вблизи кровли появляются феррогаббро, ферродиориты, гранофиры или кислые породы (см. рис. 17).

Ритмичная слоистость выражена в чередовании параллельных или почти параллельных слоев мощностью от долей сантиметра до 1-2 метров, которые отличаются количественными соотношениями породообразующих минералов: оливина, орто- и клинопироксена, плагиоклаза. Тяжелые минералы – оливин и пироксен обычно скапливаются в верхней части слоя, а плагиоклаз в верхней. Пачки магматических пород с ритмичной слоистостью достигают мощности многие сотни метров.

Скрытая расслоенность выражается в закономерном изменении состава породообразующих минералов – изоморфных рядов (оливины, плагиоклазы, пироксены) по вертикали массивов. В нижней части массивов сконцентрированы наиболее магнезиальные оливины и пироксены, кальциевые плагиоклазы. Вверх по разрезу оливины и пироксены постепенно становятся все более железистыми, а плагиоклазы – все более натровыми (кислыми).

Исследование внутреннего строения расслоенных массивов показало, что их гетерогенность связана с кристаллизационной дифференциацией базальтовой магмы. Установлено, что узкая краевая зона, примыкающая к холодным вмещающим породам, кристаллизуется очень быстро (что отражается в структурах пород) и центростремительно, т.е. в направлении к центру массива. Основной объем расслоенных массивов кристаллизуется снизу вверх, поскольку основные магмы практически не содержат воды, а, следовательно, температуры их солидуса и ликвидуса возрастают с глубиной. В каждый момент времени у дна камеры существовала застойная зона мощностью в несколько метров, где и происходила собственно кристаллизация – фронт кристаллизации. Ее верхняя кромка (фронт начала кристаллизации) соответствует изотерме ликвидуса главного объема расплава. Здесь происходит выделение ликвидусных фаз, составляющих 70-75 % объема зоны кристаллизации. Нижняя кромка этой зоны (фронт конца кристаллизации) соответствует изотерме солидуса остаточной межзерновой жидкости. Соответственно, в интрузивных породах, образовавшихся после прохождения фронта кристаллизации, наблюдается две группы минеральных зерен: минералы кумулуса, представленные относительно идиоморфными наиболее высокотемпературными ликвидусными фазами и расположенные между ними ксеноморфные низкотемпературные зерна интеркумулуса – минералы солидуса.

По мере охлаждения главного объема расплава зона (фронт) кристаллизации перемещается снизу вверх, покрывая собой ранее выделившиеся кристаллы, а остаточный расплав оттесняется в еще не затвердевшую камеру, перемешиваясь обеспечивающими его однородность конвективными течениями. Постоянное удаление из магмы наиболее высокотемпературных фаз и ее обогащение остаточным низкотемпературным расплавом приводит к изменению состав магмы и последовательной смене кристаллизующихся ассоциаций минералов кумулуса. В итоге формируются слои кумулатов разного состава, закономерно сменяющие друг друга по вертикали, обуславливая расслоенность массива. Поскольку затвердевание основного объема камеры происходит снизу вверх (лишь узкая верхняя краевая зона кристаллизуется в противоположном направлении), то самые низкотемпературные остаточные расплавы скапливаются под этой зоной и затвердевают последними (рис. 18).

Общая стратификация расслоенных массивов отражает последовательность выделения кристаллических фаз из магмы. Дуниты, перидотиты и пироксениты, залегающие вблизи подошвы интрузивных тел, представляют собой ранние кумулаты, состоящие из кристаллов оливина и пироксенов. Начало кристаллизации плагиоклаза определяет переход к габброидам. Еще выше появляются феррогаббро и ферродиориты.

Рисунок 18. Схема кристаллизации расслоенного плутона (по Е.В. Шаркову). Примечание: 1 – главный объем расплава; 2 – зона кристаллизации; 3 – затвердевшие части интрузива; 4 – зона закалки; 5 – остаточный расплав; 6 – жильные породы; 7 – вмещающие породы; 8 – конвекционные токи; прямыми стрелками показано направление движения фронта затвердевания.