Моделирование фазовых равновесий при кристаллизации базальтовых магм

В этом разделе будут представлены новые результаты ЭВМ-моделирования фракционной кристаллизации дериватов толеитовых магм, полученные с использованием модифицированной версии программы КОМАГМАТ-3.5. Эти расчеты дают направленность идеального фракционирования исходных ферробазальтовых жидкостей, оцененных для скергаардских пород (Глава 3), и андезит-базальтового расплава, предполагаемого в качестве источника ферродиоритов Чажминского силла на Восточной Камчатке (Рис. 4.4). Моделирование скергаардских магм проведено с целью повторного тестирования результатов, полученных ранее для открытых и закрытых по кислороду систем (Арискин и др., 1987). На примере чажминской серии показана возможность редоксиметрии валовых составов пород, аппроксимирующих составы жидкостей при фракционировании Mt-содержащих минеральных ассоциаций (Ariskin, Barmina, 1999).

Для проведения вычислений были выбраны 2 состава: первый (TM) отвечает среднему между экспериментальной и теоретической оценками исходного состава захваченной жидкости, а второй представляет закаленное габбро KT-39 (Табл. 3.2). Моделирование курса фракционной кристаллизации проводилось при давлении 1 атм в открытых (QFM,WM) и закрытых по кислороду условиях (см. ниже); шаг кристаллизации составлял 1 мол.%, максимальная степень фракционирования - 80%.

Буферированные по f_O2 системы. Порядок кристаллизации минералов в зависимости от температуры, показан на Рис. 4.17. Согласно этим данным, температура ликвидуса состава TM составляет 1158^оС при QFM и 1163^оС при WM; для состава KT-39 - 1170^оС и 1174^oC, соответственно. Модельная последовательность кристаллизации в случае состава TM не зависит от редокс-условий Ol+Pl+Aug -> Pl+Aug+Mt; отличие проявляется лишь в более ранней кристаллизации магнетита при QFM. Для состава KT-39 эти соотношения сложнее: кристаллизация силикатов также не зависит от f_O2, но в в случае Fe-Ti оксидов наблюдается относительно раннее выделение ильменита в более восстановительных условиях WM.

Рис. 4.17. Последовательности кристаллизации минералов, отвечающие идеальному фракционированию среднего состава захваченного расплава TM и закаленного габбро KT-39 Расчеты проведены с использованием программы КОМАГМАТ-3.5 при 1 атм в условиях буферов QFM и WM. Цифры справа от линий Mt и Ilm представляют % ульвошпинелевого и ильменитового компонентов, рассчитанных по модели Stormer (1983).

Эволюция составов минералов также показана на Рис. 4.17. Наиболее магнезиальный оливин попадает в диапазон 74-76 мол.% Fo, тогда как для плагиоклаза имеем 62-63 мол.% An. Данные оценки заметно расходятся с экспериментальными данными (Hoover, 1989), который в опытах с образцом KT-39 получил при температуре ликвидуса около 1170^оС плагиоклаз состава An₇₃. Это тем более интересно, что сам Гувер при микрозондовых исследованиях закаленного габбро не наблюдал плагиоклаза более основного, чем An₆₂. Составы модельного клинопироксена варьируют от En₄₄Wo₄₁ вблизи ликвидуса до En₂₆Wo₃₀ на поздних стадиях кристаллизации. Составы Ti-Mt и Ilm коррелируют с изменением окислительно-восстановительных условий.

Рис. 4.18. Сопоставление модельных и природных трендов дифференциации скергаардской магмы Линии фракционирования составов TM и KT-39 представляют результаты расчетов для буфера QFM (Рис. 4.17), причем для каждого состава приведено по две линии, отвечающие интервалу неопределенности магнетитовой модели, использованной в программе КОМАГМАТ-3.5 (см. текст). Линия эволюции левее этих трендов относится к результатам моделирования равновесной кристаллизации расплава закаленного габбро EG4507 (Рис. 3.4 - жирная линия). Залитые ромбики представляют составы захваченного расплава, полученные в экспериментах по плавлению кумулятов из Нижней и Средней Зоны Расслоенной серии (McBirney, Nakamura, 1974; McBirney, Naslund, 1990). Незалитые треугольники характеризуют составы некоторых даек, аппроксимирующих тренд дифференциации скергаардской магмы (Brooks, Nielsen, 1978, 1990).

Данные Рис. 4.18 показывают эволюцию содержаний FeO и SiO₂ в модельных расплавах, отвечающих фракционированию составов TM и KT-39 в условиях буфера QFM. Каждый из этих составов представлен двумя эволюционными линиями: верхняя демонстрирует результаты расчетов посредством базовой версии КОМАГМАТ-3.5 (без температурных коррекций), нижняя представляет скорректированные результаты. Эти коррекции включают искусственное понижение температур кристализации Ol, Pl, и Aug на 10^oC при увеличении ликвидусной температуры Mt и Ilm на 15^oC. Таким образом, относительное повышение ликвидусной температуры магнетита составляет +25^оС, что отвечает максимальным погрешностям при использовании программы КОМАГМАТ. Как видно из этих графиков, подобное увеличение модельных температур для Mt приводит к понижению степени накопления железа в расплаве на 1.5-2.5 мас.% при одинаковых содержаниях SiO₂. Это сравнимо с эффектом изменения logf_O2 на 0.5-1 лог. ед.

Учитывая отмеченные неопределенности модели, по результатам моделирования открытых по кислороду систем можно сделать следующие выводы:

(1) рассчитанные эволюционные линии демонстрируют отсутствие или слабое обеднение SiO₂ по сравнению с предложенным трендом дифференциации скергаардской магмы (Уэйджер, Браун, 1970; Brooks, Nielsen, 1978, 1990; McBirney, Naslund, 1990);

(2) модельные траектории имеют характерный излом на линии эволюции в координатах FeO-SiO₂, отвечающий началу кристаллизации титаномагнетита;

(3) для относительно обогащенного TiO₂ состава KT-39 (Табл. 3.2) характерна меньшая степень обогащения железом; разница в содержаниях FeO между составами дериватов TM и KT-39 при одинаковой летучести кислорода и концентрации SiO₂ может достигать 2.5-3 мас.% FeO;

(4) Максимальная степень обогащения расплава железом характерна для состава захваченного расплава (TM) и составляет в условиях буфера QFM 20-22 мас.% FeO.

Эти выводы в общем согласуются с полученными ранее результатами (Арискин и др., 1987), хотя оценки максимальной степени накопления FeO в условиях QFM сместились в сторону более железистых расплавов. Расчеты в восстановительных условиях (WM и ниже) продуцируют жидкости, незначительно отличающиеся от QFM по степени обогащения железом. Во всяком случае, эти различия оказались менее контрастны по сравнению с данными, приведенными на Рис. 4.5. Для состава TM при буфере железо-вюстит выделение титаномагнетита (98% ульвошпинелевого компонента) происходит вблизи 1075^оС, когда максимальное накопление FeO составляло 23.3 мас.%. В случае состава KT-39 выделения Ti-Mt при IW вообще не наблюдалось: при T=1090^oC кристаллизовался практически чистый ильменит, а содержание FeO в жидкости составило 18.5 мас.%. Таким образом, сформулированные выше выводы справедливы для широкого диапазона буферных равновесий IW-QFM. Это представляется важным, поскольку оценки окислительно-восстановительных условий кристаллизации скергаардской магмы при помощи электрохимических измерений и данных по составам пар Mt-Ilm значительно варьируют - от IW до QFM +1.5 (Morse et al., 1980; Sato, Valenza, 1980; Kersting et al., 1989).

Закрытые по кислороду системы. При моделировании фракционной кристаллизации в закрытых условиях для расплавов TM и KT-39 было постулировано исходное отношение Fe²⁺/ Fe=0.86, отвечающее влиянию буфера QFM при температуре ликвидуса этих систем. Остальные условия вычислений соответствовали моделям заданной летучести f_O2. Важнейшие результаты представлены на Рис. 4.19.

Рис. 4.19. Сопоставление линий эволюции состава и пропорций кристаллизации оксидов при фракционировании скергаардских расплавов в открытых и закрытых по кислороду условиях Линии фракционирования составов TM и KT-39 для буфера QFM представляют результаты расчетов при помощи базовой модели КОМАГМАТ-3.5 (см. Рис. 4.17 и 4.18). Расчеты в закрытой системе проведены для исходного отношения Fe2+/Fe=0.86 , которое отвечает условиям QFM при температуре ликвидуса.

Как видно из этих данных, форма эволюционных линий FeO-SiO₂ практически не отличается от наших ранних моделей (Рис. 4.5) и относительно траекторий открытой системы указывает на меньшую степень накопления железа. Причина этих различий связана с пониженной пропорцией кристаллизации магнетита в закрытой системе: из правой серии графиков Рис. 4.19 следует, что эти соотношения различаются примерно в два раза. Другое интересное наблюдение связано с появлением Ilm для KT-39, который при QFM не кристаллизовался (Рис. 4.17). Это прямой результат "восстановления" расплава за счет кристаллизации магнетита в закрытой системе.

Значение полученных результатов. Сравнение данных ЭВМ-моделирования открытых систем и составов остаточных магм Скергаарда, оцененных по природным данным (Уэйджер, Браун, 1970; Brooks, Nielsen, 1978, 1990; McBirney, Naslund, 1990 - Рис. 4.18), свидетельствуют о серьезном противоречии петрологических интерпретаций. Расчеты, основанные на данных по фазовым равновесиям, приводят к выводу, что скергаардская магма должна давать пример обычного фракционирования ферробазальтовых толеитовых расплавов, характерного для вулканических систем и приводящего к образованию ферроандезитов типа исландитов Тингмули (Арискин и др., 1987; Hunter, Sparks, 1987, 1990; Toplis, Carroll, 1996). Эта интерпретация подразумевает, что расчетный тренд Уэйджера является ошибочным из-за недооценки роли средних и кислых дифференциатов в объеме интрузива.

Альтернативное объяснение может быть основано на предположении, что скергаардская магма никогда не являла собой "чистую" магматическую жидкость, свободную от взвешенной кристаллической фазы и испытавшую полное фракционирование. В этом случае составы модельного захваченного расплава (TM) и закаленное габбро KT-39 представляют не исходные магмы, а магматическую жидкость, фракционная кристаллизация которой вовсе не представляет реальную эволюцию магмы в интрузивной камере. Можно ожидать, что в случае, если скергаардская магма содержала значительное количество интрателлурической твердой фазы, эволюция ее состава в закрытой системе была промежуточной между равновесной и фракционной кристаллизацией.

Этой гипотезе не противоречат данные моделирования равновесной кристаллизации расплава закаленного габбро EG4507. Как видно из Рис. 4.18, модельная линия "равновесной" эволюции этого расплава хорошо описывает "природные" тренды. По мнению автора это не является прямым доказательством равновесной кристаллизации скергаардской магмы, а скорее указывает на важность процессов разделения вещества, протекающих при высокой закристаллизованности магматической системы и сопровождающихся миграцией остаточных расплавов. Просачивание интеркумулятивной жидкости вверх является результатом уплотнения (compaction) кумулятов в нижней части камеры и доказывается геологическими наблюдениями (Naslund, McBirney, 1996; Boudreau, McBirney, 1997).

Анализ вопросов дифференциации скергаардской магмы показывает, что проблемы механизма и условий фракционирования исходных расплавов могут быть связаны с неопределенностью кристаллизационных трендов, включающих направление и изгибы эволюционных линий на вариационных диаграммах. Эта ситуация типична для большинства расслоенных комплексов основного состава. Вместе с тем, существуют дифференцированные интрузивы, составы пород которых дают сублинейные тренды по типу андезит-базальтовых серий (Sparks, 1988; Wiebe, 1994; Королева, Олейников, 1998). Это позволяет применять к ним методики петрологических интерпретаций, предложенные для эффузивных ассоциаций. К уникальным объектам такого рода относится Чажминский силл, расположенный в районе мыса Чажма на северо-восточной оконечности Кроноцкого полуострова (Бармина и др., 1987).

Геологическое положение. Чажминский силл обнажается в виде скальных выходов, протягивающихся вдоль берега Тихого океана с ЮЗ на СВ на расстоянии ~ 1.5 км и вскрытых в прибойной зоне от нижнего до верхнего контакта. Мощность силла колеблется от 25 до 40 м. Отличительной особенностью его строения является наличие многочисленных лейкократовых обособлений, резко отличающихся от вмещающих мезократовых долеритов. Морфология этих обособлений разнообразна: обычно это вытянутые по простиранию жилы и секущие прослои, мощность которых варьирует от первых сантиметров до 1.5 м. Лейкократовые слои часто изгибаются, имеют раздувы и пережимы. Контакты слоев резкие, но в отдельных случаях наблюдаются постепенные переходы к породам вмещающей матрицы. Характерной формой обособлений являются также линзы, шлиры и апофизы.

Мезократовые плагиодолериты преобладают в нижней части силла; это массивные порфировидные породы, содержащие до 20-30% вкрапленников Pl при наличии отдельных зерен Ol. Основная масса сложена плагиоклазом, моноклинным пироксеном, железорудными минералами и небольшим количеством стекла. Структура основной массы долеритовая, участками пойкилоофитовая. Вверх по разрезу силла количество фенокристаллов Pl в долеритах уменьшается, появляются прослои лейкократовых пород. Последние сохраняют порфировый облик; среди минералов основной массы появляются в незначительных количествах роговая обманка, биотит, апатит. Резко увеличивается количество гранофира и стекла. Структура этих пород приближается к микропегматитовой.

Составы минералов из пород Чажминского силла были исследованы при помощи рентгеновского микроанализатора (Бармина и др., 1987). Плагиоклаз представлен двумя морфологическими разновидностями: крупными интрателлурическими вкрапленниками, состав которых варьирует от An₆₅ до An₈₀, и кристаллизовавшимися в камере более мелкими зернами, состав которых близок краевым зонам вкрапленников: An_50-65. Состав микролитов плагиоклаза в мезостазисе An_20-30. Размер и количество фенокристаллов Pl в лейкократовых породах уменьшается, а состав их становится более кислым - An_50-60. При этом плагиоклаз основной массы варьирует от An₃₅ до An₅₀, микролиты мезостазиса имеют состав An_5-20.

Пироксены присутствуют в виде крупных изометричных кристаллов, которые в верхней части разреза приобретают субидиоморфный габитус. Для них установлено зональное строение с выделением высокотемпературных ядер и низкотемпературных кайм. В плагиодолеритах преобладают авгиты, составы которых варьируют в пределах En_35-50Fs_15-20Wo_35-45. Для пород лейкократовых прослоев более характерны субкальциевый авгит и пижонит (Рис. 4.20).

Рис. 4.20. Составы клинопироксенов из долеритов (1) и пород лейкократовых прослоев (2) Чажминского силла

Оливин диагностируется оптическими методами в виде отдельных изометричных зерен только в мезократовых долеритах. По данным микрозондовых анализов, эти кристаллы почти полностью замещены агрегатом водосодержащих минералов.

Магнетит присутствует во всех анализируемых образцах в виде мелких идиоморфных кристаллов и крупных зерен со скелетной структурой. Его состав широко варьирует в ряду Ulv-Mt ( мол.%), причем в породах лейкократовых прослоев преобладают обогащенные ульвошпинелью составы.

Особенности химического состава пород Чажминского силла отражены в Табл. 4.6 и на вариационных диаграммах Рис. 4.21. Мезократовые долериты образуют компактную группу, вариации составов внутри которой обусловлены прежде всего колебаниями содержаний Al₂O₃ (16.9-20.5 мас.%) и FeО_общ (8.5-11.5 маc%). Для этих пород характерно обогащение железом при незначительном увеличении содержания SiO₂. Лейкократовые габбро и диориты образуют непрерывную серию "боуэновского типа", когда на фоне увеличения содержания кремнезема и щелочей наблюдается монотонное обеднение пород FeО_общ, ТiO₂, MgO и СаО (Рис. 4.21). Наиболее кислые породы лейкократовых прослоев содержат 64-65 мас.% SiO₂ и 7.5 мас.% FeО_общ, а промежуточные составы близки ферроандезитам вулкана Тингмули (Рис. 4.4). Учитывая субвулканическую природу и структуру этих пород для их обозначения мы используем термин "ферродиориты".

Таблица 4.6. Составы пород и модельных расплавов, использованных для моделирования образования ферродиоритов Чажминского силла по механизму фракционной кристаллизации

Выяснение механизма образования ферродиоритов и их генетических связей с вмещающими плагиодолеритами является ключевым вопросом петрологии Чажминского силла. Можно было бы попытаться связать их образование с процессом внутрикамерной дифференциации высокоглиноземистой базальтовой магмы. Однако этой гипотезе противоречат данные о составах закалочных долеритов верхнего и нижнего контактов силла. Они оказались заметно беднее SiO₂, чем средневзвешенный (с учетом лейкократовых прослоев) состав пород силла, и практически идентичны среднему составу мезократовых долеритов (Табл. 4.6). Наряду с жильным характером лейкократовых обособлений это указывает на докамерную стадию формирования соответствующих ферродиоритам магматических расплавов. С другой стороны, наличие также фациальных взаимоотношений между лейкократовыми и мезократовыми породами свидетельствует о практически одновременном поступлении в камеру резко дифференцированного материала.

Рис. 4.21. Сравнение модельных линий фракционной кристаллизации среднего плагиодолерита с трендом дифференциации пород Чажминского силла 1 - мезократовые плагиодолериты; 2 - породы лейкократовых прослоев. Расчеты проведены по программе КОМАГМАТ -3.0 (Бармина и др., 1987)

Моделирование фракционной кристаллизации. Для выявления возможных кристаллизационных связей между ферродиоритами и вмещающими породами было выполнено ЭВМ-моделирование фракционной кристаллизации расплава, отвечающего среднему плагиодолериту Чажминского силла (Табл. 4.6). Эти предварительные расчеты проводились при помощи программы РТРК еще до проведения базовой перекалибровки модели и задействовали ранние варианты геотермометров для Ol, Pl и магнетита (см. Главу 2). Эволюция f_O2 по мере фракционирования задавалась температурной зависимостью буферного равновесия QFM c поправками модельных температур для Mt порядка 20-30^оС.

По данным расчетов, при температуре 1236^оС из расплава среднего долерита первым кристаллизовался Pl состава An₇₉. После выделения 22% плагиоклаза (An_{79 ->} An₇₀) при температуре около 1150°С на ликвидусе появляется Ol состава Fo₇₀. В интервале 1137-1132°С оливин реакционно замещается Ti-Mt и авгитом (En₄₃Fs₂₀Wo₃₇). При температуре 1126^оС начинает кристаллизоваться Pig (En₆₁Fs₃₀Wo₉). Модельная последовательность выделения твердых фаз отвечает набору и структурным соотношениям минералов, установленным при петрологических исследованиях. Причем рассчитанные составы минералов оказались близки результатам микрозондового анализа. Учитывая четкую направленность петрохимических трендов, это позволяет предполагать, что лейкократовые габбро, ферродиориты и вмещающие плагиодолериты представляют единую магматическую серию, образованную по кристаллизационному механизму.

Этот вывод подтверждает хорошее соответствие между трендами дифференциации пород Чажминского силла и рассчитанными линиями фракционной кристаллизации расплава среднего плагиодолерита (Рис. 4.21). Каждому повороту природных трендов здесь отвечает соответствующий перегиб модельных линий, связанный с изменением фазового состава кристаллизующихся минеральных ассоциаций. Тот факт, что составы лейкократовых пород хорошо "ложатся" на линии котектического контроля, позволяет предполагать, что эти породы по составу отвечают жидким продуктам фракционирования исходной базальтовой магмы и содержат весьма незначительное количество интрателлурических фаз. Данному выводу не противоречит малое содержание фенокристаллов Pl в ферродиоритах.

Представленные первые результаты моделирования чажминской серии продемонстрировали потенциал разрабатываемой модели фазовых равновесий и роль магнетита в формировании петрохимических трендов, но оставили неясным вопрос о конкретных редокс-условиях кристаллизации. Выбор буфера QFM был сделан из общих соображений, основанных на известных представлениях об условиях кристаллизации толеитовых магм, напр. (Carmichael, Ghiorso, 1986). Кроме того, последующее изучение петролого-геохимических особенностей кроноцких базальтов и их гипабиссальных аналогов показало, что преобладание обогащенных Al₂O₃ составов (Табл. 3.6 и 4.6) является здесь не следствием фракционирования некоторого гипотетичного высоко-Al расплава, а представляет результат механического накопления кристаллов Pl в жидкостях ферробазальтового состава, типа островодужных толеитов (Бармина и др., 1989, 1991).

С этой точки зрения природа кристаллизационной связи плагиодолеритов и ферродиоритов Чажминского силла заключается в том, что последние представляют продукт фракционной кристаллизации ферро-базальтового расплава, составляющего жидкую часть исходной плагиодолеритовой магмы. Состав этого транспортирующего расплава может быть оценен по методике геохимической термометрии (см. незалитый кружок на Рис. 4.22), однако для оценки окислительно-восстановительных условий формирования чажминских ферродиоритов мы решили опираться только на природные составы.

Редоксиметрия чажминских ферродиоритов. Если принять, что породы лейкократовых прослоев представляют жидкие продукты фракционирования некоторой исходной магмы, то по набору ликвидусных фаз они отвечают ассоциации Pl+Aug+Mt Ol Pig. В этом случае температура формирования любой породы может быть оценена при помощи геотермометра Pl-расплав, который имеет точность 10-15^оC и практически не зависит от f_O2. Как видно из Рис. 4.22Б, эти температуры охватывают диапазон от 1125^oC для феррогаббродиоритов до 1050^oC для феррогранофиров. Учитывая условие совместного насыщения, рассчитанные Pl температуры должны совпадать с температурами кристаллизации магнетита. Это дает возможность поиска значений f_O2, при которых будет выполняться условие T_Pl=T_Mt.

Рис. 4.22. Оценки редокс условий и результаты расчетов, моделирующих образование ферродиоритов и гранофиров Чажминского силла А Каждая точка представляет значение logfO2 и температуры, при которых расплав данной породы насыщен Pl и Mt. Температуры плагиоклаза и магнетита рассчитаны с использованием геотермометров модели КОМАГМАТ-3.5 (Ariskin, Barmina, 1999). Б Те же оценки температуры в зависимости от содержания SiO2 в породах (расплавах). Тонкие линии отвечают фракционированию расплава среднего феррогаббродиорита ГД-1 (Табл. 4.6) в условиях NNO+0.5. В Те же результаты в координатах FeO-logfO2. Г Те же результаты в координатах FeO-SiO2. Жирная линия отвечает равновесной кристаллизации расплава среднего плагиодолерита в условиях NNO+0.5 для интервала кристаллизации 0-30 мас.%. Модельный расплав при этих параметрах представляет ферробазальт, который мог являться исходным для всей серии габбродиоритов и ферродиоритов Чажминского силла.

При реализации этой методики для каждого образца лейкократовой породы (всего 14) мы провели серию термометрических расчетов в диапазоне -10 logf_O2-7. В результате этих вычислений были определены значения logf_O2, при которых модельные температуры равновесия Mt-расплав отличались от плагиоклазовых не более чем на 1^oC. Эти данные приведены на Рис. 4.22А и показывают незначительное, но достоверное понижение летучести кислорода от 10^-8 до 10^-9 бар по мере понижения температуры. Рассчитанный таким образом тренд соответствует параметрам буферного равновесия NNO+0.5, которые можно рассматривать в качестве окислительно-восстановительных условий формирования ферродиоритов Чажминского силла.

Точность предложенных оценок logf_O2 непосредственно связана с зависимостью температуры ликвидуса магнетита от летучести кислорода. Как следует из данных, приведенных в предыдущем разделе, эта зависимость составляет от 15^oC до 30^oC/logf_O2. При средней погрешности расчета температуры кристаллизации магнетита в 15^oC, неопределенности абсолютных оценок logf_O2 составляют 0.5-1 лог. ед. Это справедливо при условии хорошей "работы" плагиоклазовых термометров. Если ошибки расчета температур Pl и Mt имеют разный знак, неопределенности оценок f_O2 возрастают, при однонаправленных отклонениях - понижаются.

В качестве независимого критерия правильности полученных оценок летучести кислорода можно рассматривать результаты ЭВМ-моделирования фракционной кристаллизации расплава среднего примитивного феррогаббродиорита Чажминского силла (ГД-1, Табл. 4.6) в условиях буфера NNO+0.5. Как видно из Рис. 4.22Г, модельная линия фракционирования при заданных параметрах редокс-равновесий реалистично воспроизвела "боуэновский" тренд обеднения железом и обогащения SiO₂.

Таким образом, результаты работ по моделированию образования ферродиоритов Чажминского силла не только указывают на кристаллизационную природу связи ферродиоритов и транспортирующего ферробазальтового расплава, но также доказывают возможность оценок окислительно-восстановительных условий, контролирующих процессы магматического фракционирования.

Геологические соотношения указывают на то, что эти процессы протекали на докамерной стадии и привели к практически одновременному внедрению плагиодолеритовой магмы и формированию лейкократовых слоев и апофиз. Причиной докамерного расслоения исходной магмы и ее дериватов представляется глубокая кристаллизация в непосредственно контактирующих с вмещающими толщами частях очага с отделением (обособлением) легкоплавкого остатка от продуктов кристаллизации по механизмам фазовой (Френкель, 1995) или концентрационной (McBirney et al., 1985; Naslund, McBirney, 1996) конвекции.