Механизм формирования расслоенных плутонов
Результаты кристаллизационной дифференциации толеитовой базальтовой магмы можно наглядно наблюдать в расслоенных плу-тонах, образованных габбро, анортозитами, норитами, пироксе-нитами, перидотитами, дунитами. Такие плутоны, известные во многих провинциях, имеют различную форму и размеры. Часть из них представлена лополитами, другие имеют воронкообразную форму, третьи слагают дайкообразные тела, четвертые обнажены в виде пластообразных интрузивных залежей. Некоторые докемб-рийские плутоны имеют очень крупные размеры. Например, Буш-вельдский лополит в Южной Африке (возраст 2 млрд лет) достигает 400 км в поперечнике, а его объем составляет около 105 км3; массив Стиллуотер в Скалистых горах на западе США (возраст 3.2 млрд лет) прослежен на расстоянии более 50 км, его объем оценивается в 104 км3; верхняя треть массива размыта. Великая дайка Зимбабве в Африке (возраст 2.5 млрд лет) протягивается на 530 км при ширине от 5—6 до 12 км; дайка Биннеринджи в Западной Австралии имеет размеры 320 х 3 км, дайка Джимберлана в том же регионе —180 х 2.5 км. Имеются и расслоенные плутоны меньших размеров. Так, эоценовый массив Скергаард в Восточной Гренландии, который является одним из наиболее изученных, обнажен на площади 60 км2. Вертикальная протяженность крупных расслоенных плутонов измеряется километрами. Например, видимая мощность Бушвельдского лополита и массива Стиллуотер составляет около 8 км, массива Скергаард — 2.7 км. Имеется множество мелких сил-лов мощностью в десятки-первые сотни метров, в которых также видна внутренняя расслоенность.
Огромные расслоенные плутоны архейского и протерозойского возраста подчеркивают высокую активность магматических процессов, протекавших в докембрии. Появление столь крупных масс основной магмы связывают не только с интенсивным нагревом мантии Земли под влиянием эндогенных тепловых источников, но и с падением крупных метеоритов. Импактное происхождение
Часть Ш.Магматические горные породы (петрология)
А
Рис. 6.8. Расслоенные плутоны а — принципиальная схема строения (разрез): /-— ультрамафиты, 2 — габбро и нориты, 3— феррогаббро и ферроди-ориты; б— изменение состава минера-лов по вертикали: 01 — оливин, Орх -ортопироксен (испытавший распад пижонит), Срх — клинопироксен, Р1 — плагиоклаз |
предполагается, например, для лополита Садбери в Канаде и Буш-вельдского лополита в Южной Африке.
Характерной особенностью расслоенных плутонов является неоднородное внутреннее строение. Вдоль контактов прослеживаются краевые зоны мощностью от нескольких десятков до 200—300 м (рис. 6.8, а), сложенные мелкозернистыми габбро или норитами, которые образовались при быстром затвердевании исходного магматического расплава. Внутренняя часть плутонов занята расслоенным комплексом. Различают три главных элемента расслоенности: 1) общую стратификацию; 2) ритмичную слоистость; 3) скрытую асслоенность.
_______________ 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 KD = 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
6. Магматические породы мантийного происхождения
зу вверх, и лишь верхняя краевая зона кристаллизуется в противоположном направлении, то самые низкотемпературные остаточные расплавы скапливаются под этой зоной и затвердевают последними. Если появляется относительно тяжелый сульфидный расплав, который не смешивается с силикатной магмой, то он погружается в придонную часть магматической камеры. В некоторых случаях возможна флотация плагиоклаза и его скопление в виде анортозитовой зоны в верхней части плутонов. Общая стратификация расслоенных плутонов отражает последовательность выделения кристаллических фаз из магмы. Дуниты, перидотиты, пироксениты, залегающие вблизи подошвы интрузивных тел, представляют собой ранние кумулаты, состоящие из кристаллов оливина и ортопироксена. Выше оливин исчезает и сменяется пижонитом — низкокальциевым пироксеном, возникшим в результате реакции оливина с остаточным расплавом. Начало кристаллизации плагиоклаза определяет переход к габброидам. |
зона кристаллизации перемещалась снизу вверх, погребая под собой ранее выделившиеся кристаллы, а остаточный расплав оттеснялся в еще не затвердевшую магму, которая перемешивалась в процессе конвекции, обеспечивавшей ее однородность (рис. 6.9). Постоянное удаление из магмы наиболее высокотемпературных фаз и ее обогащение остаточным расплавом приводило к изменению состава магмы и последовательной смене выделяющихся ассоциаций твердых фаз (минералов кумулуса), каждая из которых отвечала соответствующей котектике. В итоге формировались слои кумулатов разного состава, закономерно сменявшие друг друга по вертикали, обеспечивая расслоен-ность плутона.
Поскольку затвердевание основного объема камер происходит сни-
Рис. 6.9. Схема кристаллизации расслоенного плутона 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
Часть III. Магматические горные породы (петрология)
Еще выше появляются феррогаббро и ферродиориты, в состав которых входят железистые оливины и пироксены.
Среди ранних оливин-пироксеновых кумулатов залегают слои, богатые хромитом, а среди поздних габброидов — слои титаномаг-нетитовых руд. В некоторых расслоенных плутонах имеются горизонты с высокими содержаниями элементов платиновой группы (ЭПГ). Примером может служить знаменитый риф Меренского в Бушвельдском плутоне — слой кумулятивных норитов мощностью 1—5 м, богатых ЭПГ.
При одноактном заполнении камеры расплавом состав минералов меняется по вертикали монотонно от подошвы интрузива до основания верхней краевой зоны, как это установлено для Скерга-ардского плутона. Если же в камеру многократно поступали новые порции магмы, то скрытая расслоенность кумулатов приобретает ритмический характер, который отчетливо проявлен, например, в Бушвельдском плутоне (рис. 6.10).
Рис. 6.10. Вариации составов минералов по вертикали в Бушвельдском плутоне, по А.Филпоттсу, 1990 г. 01 — оливин, Орх — ортопироксен, Срх — клинопироксен, Р1 — плагиоклаз |
Существенное значение имеют процессы плавления си-алического корового материала на контакте с базитовыми расслоенными плутонами и его растворение в мантийной магме. Особенно широко эти процессы проявлены вблизи кровли расслоенных плутонов. Кислые породы, залегающие в верхних частях таких плутонов, являются не столько продуктами дифференциации базальтовой магмы, сколько результатом частичного плавления вмещающих пород земной коры.
Современные петрологические модели пытаются учесть
6. Магматические породы мантийного происхождения
комплекс причин, вызывающих расслоенность. Все большее развитие получает не только прямое физическое, но и математическое моделирование процесса дифференциации с применением компьютеров. Получаемые результаты часто оказываются иными, чем это: представлялось первым исследователям расслоенных плутонов. Однако при всех сложностях сохраняет силу основной вывод — состав твердых фаз и их соотношения контролируются кристаллизационной дифференциацией. Особенно ярко эта закономерность проявлена в общей стратификации и в скрытой расслоенности. В то же время эффектная ритмичная слоистость далеко не всегда является результатом одной лишь гравитационной дифференциации. Разработаны модели ритмичной кристаллизации, объясняющие закономерное чередование слоев разного состава диффузионными эффектами на границе кристалл—расплав. Например, быстрый рост кристаллов оливина может привести к появлению на фронте кристаллизации диффузионной зоны, обогащенной Al, Ca, Na. В этой зоне начинают расти кристаллы плагиоклаза. На фронте кристаллизации плагиоклаза, в свою очередь, возрастают концентрации Fe и Mg, что приводит к образованию оливина и т.д. Так, вероятно, затвердевают дайки с вертикально ориентированной ритмичной слоистостью.
6.4. Происхождение анортозитов
Анортозиты — горные породы, состоящие почти нацело из плагиоклаза,— традиционно разделяют на две морфогенетические группы: стратиформные анортозиты, слагающие отдельные пласты в расслоенных плутонах, и автономные, или массивные, анортозиты, залегающие в виде крупных обособленных тел. Такое деление в известной мере условно, поскольку массивы автономных анортозитов также обнаруживают грубую расслоенность. Различие заключается лишь в том, что стратиформные анортозиты обычно образуют маломощные слои, которые в количественном отношении уступают другим породам: габбро, норитам, перидотитам, пироксе-нитам, а в массивах автономных анортозитов существенно плаги-оклазовые породы преобладают.
Стратиформные анортозиты известны в расслоенных плутонах различного возраста от архея до кайнозоя. Они тяготеют к верхним частям расслоенных комплексов, и их образование в результа-
Часть III. Магматические горные породы (петрология)
те кристаллизационной дифференциации базитовых магм не вызывает сомнения. Стратиформные анортозиты сложены основным плагиоклазом (лабрадором-битовнитом).
Автономные (массивные) анортозиты имеют преимущественно протерозойский возраст, чаще всего в интервале 1.7-0.9 млрд лет и сосредоточены в протяженных поясах, которые прослеживаются на щитах и в фундаменте древних платформ. Тела анортозитов достигают очень крупных размеров. Например, севернее озера Сет-Джон в Квебеке, Канада, анортозиты развиты на площади 25 000 км2; Каларский массив на Адданском щите занимает площадь 1500 км2, Джугджурский массив — 2000 км2, Адирондакский массив в Северной Америке — 3000 км2. Массивы имеют пластообразную или воронкообразную форму, их вертикальная протяженность измеряется километрами; подошва массивов нигде не обнажена. По гравиметрическим данным, под некоторыми анортозитовыми массивами предполагается наличие более плотных масс. Протерозойские анортозиты и ассоциирующие с ними породы во многих случаях претерпели метаморфизм амфиболитовой или гранулито-вой фации, а краевые части массивов интенсивно дислоцированы.
Содержание плагиоклаза в анортозитах составляет 80—90% объема породы и иногда превышает 95%; в среднем цветное число равно примерно 15. Состав плагиоклаза варьирует от анортита—би-товнита (Аn90) до олигоклаза—андезина (Аn30). Обычно состав плагиоклаза заключен в довольно узком интервале (Аn45_55) и несколько меняется от массива к массиву. Деление анортозитов на ан-дезиновые и лабрадоровые, по-видимому, не имеет принципиального значения. Кроме плагиоклаза, анортозиты содержат гиперстен (часто это претерпевший распад пижонит), авгит и оливин.
Для анортозитов характерны крупно- и гигантозернистые структуры. Кристаллы плагиоклаза часто измеряются сантиметрами, десятками сантиметров, а иногда достигают метра в длину. Крупные кристаллы однородны по составу и лишены зональности.
Грубая расслоенность анортозитовых массивов обусловлена появлением более меланократовых пород, обогащенных преимущественно пироксеном. Мощность отдельных горизонтов измеряется десятками-сотнями метров.
С анортозитами ассоциируют высокожелезистые диориты, мон-цониты, сиениты, обогащенные титаномагнетитом и апатитом. Эти породы называют мангеритами или йотунитами. Кроме того, массивы автономных анортозитов нередко пространственно сопряже-
6. Магматические породы мантийного происхождения
ны с телами гранитных и гранитоидных интрузивных пород, в том числе гиперстенсодержащих чарнокитов и гранитов рапакиви. Ман-гериты и граниты залегают либо гипсометрически выше анортозитов, либо окружают анортозитовые массивы. При преобладании гранитов анортозиты заключены в них в виде более или менее крупных «плавающих» блоков.
Природа автономных анортозитов во многом остается неясной. Современные данные позволяют говорить о магматическом происхождении большей части этих пород. В ряде анортозитовых массивов откартированы закаленные краевые зоны, сложенные трокто-литами или норитами, реже габбро с признаками кристаллизации из расплава. Такие же признаки установлены для анортозитовых даек. Судя по характеру закаленных зон, анортозиты были образованы в процессе кристаллизационной дифференциации высокоизве-стковистого и высокоглиноземистого расплава, близкого по валовому составу к лейконориту. Этот расплав содержал не менее 17—19 мас.% (возможно, 21—25 мас.%) А1203 и отвечал котектиче-ской смеси плагиоклаза и цветных минералов в пропорции, примерно равной (4—5): 1.
Зарождение богатых кальцием и алюминием магм возможно в результате частичного плавления лерцолитового мантийного субстрата при условии, что в расплав переходит практически все количество кальциевого клинопироксена и шпинели, а сами эти минералы затем не выделяются из расплава и не принимают участия в кристаллизационной дифференциации. Такие условия достижимы в обстановке низкого давления (Р< 700-800 МПа), при котором равновесие оливин + плагиоклаз = клинопироксен + шпинель смещено влево. Учитывая это, можно предполагать, что при частичном плавлении мантийных диапиров на глубине 20-30 км могут зарождаться расплавы, которые в ходе кристаллизационной дифференциации превращаются в анортозиты.
Гравитационное осаждение оливина, а затем и ортопироксена приводит к дальнейшему обогащению остаточного расплава плаги-оклазовым компонентом. Этому способствуют также кинетические факторы, которые вызывают более быструю кристаллизацию феми-ческих минералов по сравнению с плагиоклазом. Выделение из расплава плагиоклаза приводит к накоплению в остаточной жидкости железа, титана, фосфора, калия и других химических элементов, не входящих в плагиоклаз. Остаточный расплав затвердевает в виде мангеритов и йотунитов. Поскольку эти породы часто залегают
Часть III. Магматические горные породы (петрология)
выше анортозитов, следует полагать, что флотация кристаллов плагиоклаза с образованием кумулатов вблизи кровли магматических тел не играла существенной роли.
Граниты, пространственно сопряженные с анортозитами, не имеют с ними прямой генетической связи и являются продуктами частичного плавления сиалического корового субстрата под тепловым воздействием мантийных магматических масс. Для комплекса Нэйн на полуострове Лабрадор в Северной Америке описаны убедительные примеры смешения высокожелезистых остаточных расплавов, возникших в конце затвердевания анортозитов, с гранитными магмами корового происхождения.
Таким образом, механизм формирования стратиформных и автономных анортозитов обнаруживает принципиальное сходство. Те и другие породы образуются в процессе кристаллизационной дифференциации базитовых магм мантийного происхождения. Различие заключается лишь в составе исходных магм. Стратиформ-ные анортозиты — это один из продуктов дифференциации обычной толеитовой магмы со стандартными содержаниями Са и Аl, а автономные анортозиты образуются при дифференциации более известковистой и глиноземистой магмы. В силу не очень ясных пока причин именно такие магмы зарождались в большом количестве в протерозое.
Изучение минеральных парагенезисов автономных анортозитов и пород контактового метаморфизма показало, что анортозитовые массивы затвердевали примерно при 1000 °С на глубине 5-15 км, т.е. в обстановке относительно низкого давления (<500 МПа). Исходные расплавы практически не содержали воды.
Важным доказательством магматической природы анортозитов является обнаружение подобных пород на Луне. Лунные анортозиты имеют очень древний возраст (~4 млрд лет) и относятся к числу наиболее распространенных пород лунных материков. Появление анортозитов на Луне связывают с кристаллизационной дифференциацией первичного магматического океана. Высказаны предположения о существовании древней континентальной коры анортозитового состава и на Земле, однако прямые факты, подтверждающие эти представления, пока не известны. По минеральному составу и структуре лунные анортозиты отличаются от земных. Это почти мономинеральные мелкозернистые породы, состоящие из весьма кальциевого плагиоклаза (Аn74_100). В качестве второстепенных минералов присутствуют оливин, орто- и клинопироксен, самородное железо.
_______________ 6. Магматические породы мантийного происхождения____________
Состав и структура лунных анортозитов свидетельствуют об их кристаллизации в условиях очень низкого давления.
Петрологическая модель, которая рассматривает анортозиты как дифференциаты мантийных магм, богатые алюминием и кальцием, не является единственно возможной. Не исключено, что анортозитовые расплавы возникают и в нижней части континентальной коры при повторном плавлении существенно плагиокла-зового реститового материала, который остается после выделения гранитных магм (см. раздел 7). С этой точки зрения, формирование протерозойских автономных анортозитов может быть сопряжено с эпохами массового гранитообразования.
Дата добавления: 2015-06-27; просмотров: 1735;