Методы исследования кристаллизационной дифференциации

Состав первичных магм близок к котектикам высокого давле­ния, а в ходе кристаллизационной дифференциации, протекаю­щей на малых глубинах, состав остаточной жидкости стремится к котектикам низкого давления. Сравнивая пропорции норматив­ных минералов, содержащихся в базальтах, габбро и других мантий­ных породах, с котектиками в модельных системах, можно оце­нить примерйую глубину обособления дифференциатов. Если, например, состав базальта близок к котектике 0l—Срх— Рl при ма­лом давлении, то эта порода может быть отнесена к дифференциа-там, а если состав пикрита близок к котектике высокого давления, то он может рассматриваться как первичный.

Разработан математический аппарат, описывающий измене­ние состава жидкой фазы в ходе кристаллизационной дифференци­ации, протекающей при тех или иных начальных и граничных ус­ловиях. Например, если расплав остается в равновесии с кристаллами (порционное плавление), то поведение химических элементов в сериях дифференциатов подчиняется закону распреде­ления Рэлея: C_i=C₀*F^kD-1

где C_i — концентрация химического элемента в остаточном рас­плаве; С₀ — исходная концентрация этого элемента в первичной магме; F— доля жидкой фазы на данной стадии кристаллизации; K_D — коэффициент распределения химического элемента между кристаллом и жидкостью, т.е. отношение концентраций этого эле­мента в твердой фазе и расплаве. Пользуясь уравнением Рэлея и его модификациями, учитывающими условия отделения твердых фаз от магмы, можно рассчитать геохимические модели кристаллизацион­ной дифференциации и сравнить полученные результаты с соста­вами реальных магматических пород.

Коэффициент распределения K_D = С_тв/С_жидк в общем случае является переменной величиной, которая изменяется как функ­ция температуры, давления и состава расплава. Если эта зависимость

Часть III.Магматические горные породы (петрология)

известна или если в частном случае K_D=const, то, зная состав кри­сталлической фазы, можно оценить химический состав расплава, из которого она возникла. Экспериментальным или расчетным тер­модинамическим путем определяют K_D не только для концентраций отдельных химических элементов, но и для отношений концентра­ций разных элементов.

Например, как уже отмечалось выше, коэффициент распреде­ления отношения Fe²⁺/Mg в оливине и в базальтовом расплаве ра­вен 0.3. Таким образом, зная состав оливина, можно установить железистость расплава в серии последовательных дифференциа-тов. В первичных мантийных магмах оливин Fo₉₀ находится в рав­новесии с расплавом, имеющим отношение Fe²⁺/Mg = 0.37 и Mg/(Fe²⁺ + Mg) = 0.73. Столь низкая железистость типична для ультрамафических магматических жидкостей. В наиболее распро­страненных базальтах и габбро оливин имеет состав Fo_80-60 и желе­зистость Fe²⁺/Mg = 0.25—0.67. Равновесная по отношению к нему магматическая жидкость имеет железистость Fe²⁺/Mg = 0.83-2.23, что характерно для дифференциатов первичных мантийных магм. При фракционировании (отделении) магнезиального оливина и пироксена, остаточные расплавы обедняются магнием, а содержа­ние железа возрастает или сохра­няется примерно на постоянном уровне. Поэтому в ходе кристал­лизационной дифференциации железистость (отношения Fe/(Fe+Mg) или Fe/Mg) возрас­тает. Железистость коррелирует-ся с понижением температуры ликвидуса остаточного расплава (рис. 6.4) и может служить крите­рием степени дифференциации мантийных магм⁵. Железистость возрастает до тех пор, пока не на­чинается кристаллизация магне­тита. Отделение этого минерала от расплава приводит к сниже­нию содержания железа в жид-

⁵ Таким же критерием служит магнезиальное число М — величина, обратная же-лезистости.

б. Магматические породы мантийного происхождения

кой фазе. Устойчивость магнетита в равновесии с расплавом опре­деляется окислительно-восстановительным потенциалом магмати­ческих систем. В наиболее восстановительных условиях магнетит во­обще может не выделяться из расплава, что приводит к появлению весьма железистых остаточных жидкостей, затвердевающих, напри­мер, в виде феррогаббро. В более окислительной обстановке магне­тит может начать кристаллизоваться достаточно рано, что вызыва­ет обособление менее железистых дифференциатов.

Ход кристаллизационной дифференциации можно представить с помощью различных геохимических диаграмм. Графики становят­ся особенно наглядными, если на них кроме составов пород нане­сти составы тех минералов, которые отделяются от расплава. На двойных или тройных диаграммах, отражающих корреляцион­ные связи между химическими элементами, составы дифференци­атов лежат на продолжении прямых, соединяющих составы первич­ных магм и тех минералов, которые из них выделились.

Например, на рисунке 6.5 показана диаграмма AFM(A = Na₂O + + К₂0, F= FeO + МnО, M= MgO), на которую нанесены составы базальтов, излившихся на Гавайских островах. Отчетливо видно, что все составы располагаются вдоль линии оливинового контроля, соединяющей состав первичной магмы Р и оливина, слагающего вкрапленники. Сле­довательно, вариации составов базальтов обусловлены разной степенью фракци­онирования оливина. Одновременно с дифференциатами возникают ку-мулаты — породы, обогащенные оливином относительно состава Р (подробнее см. раздел 6.2.3).

На рисунке 6.6 показана
зависимость содержаний не­
которых петрогенных эле­
ментов в тех же базальтах от рис. 6.5. Изменение состава базаль-
магнезиального числа. Из ди- тов,обуслоленное фракциониро-

аграммы следует, что на ран- ванием оливина на диаграмме АРМ,

ней стадии дифференциации по А.Филпоттсу, 1990 г.

накапливались Р, К, Na, Ti, Р- первичная магма, кружки -диффе-

Са И А1, ЧТО было связано ренциаты, обедненные оливином, точ-

ки — кумулаты, обогащенные оливином

с отделением магнезиального относительно состава Р оливина. В дальнейшем темп

Рис. 6.6. Изменение химического состава базальтов в ходе кри­сталлизационной дифференциации, по А.Филпотгсу, 1990 г. Пояснения см. в тексте

накопления Са и Аl замедлился, а затем содержания Са начали сни­жаться. Перегибы вариационных линий, характеризующих распре­деление Са и А1, отражают начало фракционирования клинопи-роксена, богатого Са, а потом основного плагиоклаза, богатого Са и Al. P, К, Na, Ti продолжали накапливаться и на поздней стадии дифференциации, поскольку концентрации этих некогерентных элементов во всех твердых фазах ниже, чем в исходном расплаве. Уменьшение содержаний Ti в самых поздних дифференциатах обус­ловлено отделением от расплава титаномагнетита.

Для проверки моделей дифференциации используются также ба­лансовые расчеты. Если расплав С₁ возник в результате кристалли­зационной дифференциации первичной магмы С₀, то должно вы­полняться равенство:

С₀ = аС₁ +bС₂+... + тС_i_₁ +(1-а-Ь...-т)С_п, где C₁, C₂...C_i — составы твердых фаз, отделившихся от расплава; а, b,..,т — относительные количества этих фаз, С_n — состав остаточ­ного расплава. Методом наименьших квадратов подбирают такие коэффициенты а, b,..., т, при которых сумма квадратов отклонений содержаний всех химических элементов от состава исходной магмы

б. Магматические породы мантийного происхождения

С₀ становится минимальной. Задача легко решается с помощью компьютера. Следует подчеркнуть, что таким способом можно под­твердить лишь возможность появления дифференциата за счет от­деления от исходного расплава тех или иных минералов. Для дока­зательства реальности этого процесса требуются дополнительные аргументы.

Кристаллизационная дифференциация является одним из глав­ных петрогенетических процессов, определяющих разнообразие магматических горных пород. Другие механизмы дифференциа­ции имеют второстепенное значение; они проявляются локально и лишь при благоприятном стечении обстоятельств. Например, ес­ли в ходе кристаллизационной дифференциации остаточный рас­плав одновременно обогащается кремнеземом, калием и железом, то может произойти самопроизвольное разделение расплава на две несмешивающиеся жидкие фазы, одна из которых близка по вало­вому составу к железистому пироксениту, а другая — к граниту. Самым наглядным признаком разделения жидких фаз, которое на­зывают ликвацией, служит наличие в одной магматической породе стекол разного состава, образующих участки с эмульсионной тек­стурой, которая описана в ряде земных и лунных базальтов.

Некоторые исследователи (А.А.Маракушев, В.А. Пугин и др.) рассматривают ликвационную дифференциацию жидких магм как широко распространенный процесс, играющий ведущую роль в пе-трогенезисе. Однако достаточных теоретических и эксперимен­тальных оснований для этого нет. Ликвация в силикатных магмах лишь иногда дополняет кристаллизационную дифференциацию, обусловленную фракционированием твердых кристаллических фаз. Вместе с тем ликвация может приводить к разделению силикатных и несиликатных (сульфидных, карбонатных, фосфатных) расплавов, которые характеризуются почти полной несмесимостью.

6.2.3. Кумулаты мантийных магм

В процессе кристаллизационной дифференциации первичные магмы разделяются на дифференциаты — остаточные расплавы и кумулаты — скопления кристаллических фаз. Самым распрост­раненным механизмом формирования кумулатов является гравита­ционное осаждение ранних кристаллических фаз (оливин, пирок­сен, хромовая шпинель) вблизи подошвы магматических камер, заполненных основными и ультраосновными расплавами. Отличи-

ЧастьIII. Магматические горные породы (петрология)

а б в

Рис.6.7. Типы кумуля­тивных структур: а — ортокумулятивная, б — мезокумулятивная, в — ад-кумулятивная, по Филпотт-су, 1990 г.

тельной особенностью кумулятивных пород являются характер­ные структуры, возникающие при затвердевании магматического осадка. Минералы ортокумулуса, которые соприкасаются друг с дру­гом в точках (рис. 6.7, д), образуются на начальной стадии осажде­ния. Если рост минералов продолжается и после того, как они вы­пали в осадок, возникают адкумулятивные структуры с большей площадью соприкосновения зерен (рис. 6.7, в). Сходные по строе­нию кристаллические агрегаты образуются и в тех случаях, когда ос­таточный расплав выжимается из порового пространства кумулата.

Соотношения концентраций химических элементов в твердых фазах и валовом составе кумулатов отличаются от тех, которые оп­ределяются равновесными коэффициентами распределения. Так, оливиновые кумулаты в целом более магнезиальны, чем магма­тические расплавы, и выделяются повышенными содержаниями никеля, заключенного в оливине. На геохимических диаграммах точки, отвечающие составам кумулатов, первичных магм и диффе-ренциатов, лежат на одной прямой (см. рис. 6.5).

Примерами кумулятивных образований могут служить при­донные части базитовых силлов, обогащенные оливином, некото­рые массивы дунитов и оливинитов, залежи хромититов в ультра-мафитах, пикриты с избыточными вкрапленниками оливина. Известны кумулятивные породы, возникшие вследствие всплыва-ния относительно легких кристаллов плагиоклаза в кровле магма­тических камер.

Другой механизм формирования кумулатов связан с диффе­ренциацией течения, которая проявляется при движении суспензий по узким каналам. При определенных геометрических характери­стиках канала, соотношениях скорости потока и его вязкости твер-

6. Магматические породы мантийного происхождения

дые частицы скапливаются в осевой части канала, авблизи стенок количество этих частиц резко уменьшается. Дифференциация тече­ния приводит, например, к обогащению оливином центральных частей некоторых крутопадающих пикритовых даек.