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 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

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.

Происхождение карбонатитов

Карбонатиты, представляющие собой продукты затвердевания существенно карбонатных магм, встречаются как в интрузивном залегании, так и в виде лавовых потоков и пирокластических накоп­лений. Интрузивные карбонатиты тесно связаны во времени и про­странстве со щелочными плутоническими породами (мельтейгита-ми—ийолитами—уртитами, нефелиновыми сиенитами) и состоят главным образом из кальцита и доломита (± анкерит, сидерит). Во­круг карбонатитовых интрузивов развиваются ореолы щелочных метасоматитов -фенитов. Вулканические карбонатиты ассоции­руют со щелочными лавами и туфами (нефелинитами, фонолита-ми и др.). В их составе преобладают Na-K карбонаты: ниеререит— (Na,K)₂Ca(C0₃)₂ и грегориит — (Na,K)₂C0₃.

Карбонатитовые магмы могут образоваться тремя способами: 1) в результате частичного плавления карбонатизированных пери­дотитов верхней мантии; 2) при разделении первичной карбонатно-силикатной магмы на две несмешивающиеся жидкости, одна из которых затвердевает в виде карбонатитов, а другая — в виде щелоч­ных силикатных пород; 3) вследствие кристаллизационной диффе­ренциации щелочных силикатных магм, обогащенных карбонатным материален.,,

При малых степенях частичного плавления карбонатизиро­ванных перидотитов, залегающих на глубине ≥70—80 км, могут образоваться первичные карбонатитовые магмы существенно доло­митового состава. Возможность выплавления первичных натро-карбонатитовых магм требует дополнительного экспериментально-

Часть III. Магматические горные породы (петрология)

го подтверждения. Полагают, что по условиям залегания первичные мантийные карбонатиты должны обладать определенным сходством с трубками взрыва, заполненными кимберлитовыми брекчиями. Хотя единичные примеры такого рода известны, большая часть карбонатитов входит в состав гипабиссальных интрузивных ком­плексов и слагает тела иной морфологии.

Экспериментальные данные (П.Уайлли и др., 1990 г.) подтверж­дают возможность обособления существенно кальцитового остаточ­ного расплава при кристаллизационной дифференциации щелоч­ных магм, из которых выделяются нефелин, мелилит и некоторые другие силикатные минералы. Однако эта модель вряд ли может объяснить все разнообразие составов карбонатитов.

Наиболее вероятный механизм формирования карбонатитовых расплавов сводится к разделению первичных щелочных карбонат-но-силикатных магм на две несмешивающиеся жидкости — карбо­натную и силикатную. Первая затвердевает в виде карбонатитов, а вторая — в виде нефелинитов, лейцититов, фонолитов или их ин­трузивных аналогов: мельтейгитов—ийолитов, нефелиновых и лей-цитовых сиенитов. Экспериментальные данные подтверждают на­личие широкой области несмесимости между щелочными силикатными и карбонатными расплавами при относительно низ­ком давлении (≤ 1000 МПа) и не исключают существования подоб­ной области при более высоком давлении. Таким образом, если карбонатсодержащая магма, поднимаясь из мантийного источни­ка, достигает глубины ≤30 км, она может разделиться на две жид­кие фазы, одна из которых затем затвердевает в виде карбонатитов.

Карбонатитовый расплав, обладая малой вязкостью (~5 • 10^-3 Па*с), плотностью (~2.2 г/см³) и низкой температурой солидуса (~650 °С), весьма подвижен. Перемещаясь автономно, он заполня­ет камеры, которые затвердевают позднее силикатных интрузивных пород.

Карбонатитовый расплав испытывает дополнительную диффе­ренциацию, связанную с отделением ранних некарбонатных фаз (апатита, магнетита и др.) и последовательной кристаллизацией карбонатов разного состава (кальцит → доломит → анкерит → си­дерит). Легко растворимые щелочные карбонаты выносятся водны­ми растворами, которые, в свою очередь, могут вступать в химиче­ское взаимодействие с вмещающими алюмосиликатными породами, что может служить одной из причин образования фени-товых ореолов вокруг карбонатитов.

______________ б. Магматические породы мантийного происхождения ___________ ^

Дополнительная литература

Богатиков О.А. Анортозиты СССР. М.: Наука, 1979.

Богатиков О.А., Рябчиков И.Д., Кононова В.А. и др. Лампроиты. М.: На­ука, 1991.

ГринД.Х., РингвудА.Э. Петрология верхней мантии. М: Мир, 1968.

Джейке А., Луис Дж., Смит К Кимберлиты и лампроиты Западной Австралии. М.: Мир, 1989.

ДоусонДж. Кимберлиты и ксенолиты в них. М.: Мир, 1983.

Егоров Л, С. Ийолит-карбонатитовый плутонизм. Л.: Недра, 1991.

ЙодерХ. Образование базальтовой магмы. М.: Мир, 1979.

Кокс КГ,, БеллДжД., Панкхерст Р.Дж. Интерпретация изверженных горных пород. М.: Недра, 1982.

КолманР.Г. Офиолиты. М.: Мир, 1979.

Магматические горные породы. Основные породы. Ультраосновные породы. М.: Наука, 1985,1988.

Уэйджер Л., Браун Г. Расслоенные изверженные породы. М.: Мир,

1970.

Хьюджес Ч. Петрология изверженных пород. М.: Недра, 1988. Шарков Е.В. Петрология расслоенных интрузий. Л.: Наука, 1980.

МАГМАТИЧЕСКИЕ ГОРНЫЕ

ПОРОДЫ КОРОВОГО

ПРОИСХОЖДЕНИЯ

Магмы возникают не только в верхней мантии, но и в континен­тальной земной коре, где частичному плавлению подвергаются по­роды, слагающие гранитно-метаморфический и гранулито-бази-товый слои: гнейсы, кристаллические сланцы, амфиболиты. Если мантийные магмы, образованные при частичном плавлении пери­дотитов, имеют ультраосновной и основной состав, то в земной коре зарождаются главным образом кислые и ультракислые магмы. Кроме того, в определенных условиях возможно образование рас­плавов среднего состава, в том числе щелочных (трахиты, сиениты, миаскиты).