237 2

236

Najpierw intrudowały magmy gabrowe, a później ultramaficzne. Główne znaczenie ultramaficznych kompleksów o koncentrycznej budowie strefowej polega na tym, że wskazują one na możliwość powstawania magnezowych magm ultramaficznych w dolnych partiach pasm orogenicznych. Takie magmy przypuszczalnie mogą wznosić się tylko poprzez skały o wystarczająco dużej gęstości (gabra).

6.3.4.1.    Geneza perydotytów typu alpejskiego

Perydotyty typu alpejskiego mogą być produktami dyferencjacji grawitacyjnej magmy zasadowej w skorupie ziemskiej. Taką genezę przypisuje Challis (1965) ultramafitom Nowej Zelandii. Spilitowe lawy towarzyszące perydotytom stanowią jej zdaniem zasadową frakcję ciekłą oddzieloną od ultramaficznego kumulatu na płytkiej głębokości i ekstrudowaną wzdłuż wulkanicznego łuku wysp.

Perydotyty alpejskie stanowić mogą fragmenty płaszcza perydotyto-wego, tektonicznie przemieszczone do skorupy ziemskiej. Za powyższym przemawiają obserwacje terenowe i badania geofizyczne. Niektóre intruzje perydotytowe musiały osiągnąć swoje obecne położenie przy temperaturze powyżej 1000”C, gdyż powstały wokół nich szerokie aureole kontaktowe z temperaturami w zakresie 700—800°C. Oceniane ciśnienie równowagi zespołów mineralnych perydotytów spinelowych odpowiada głębokości ponad 50 km. Perydotyty granatowe typu alpejskiego z Norwegii osiągnęły stan równowagi na głębokości około 100 km.

Zawartości Na, K, Rb i Sr są niskie w perydotytach alpejskich. Niski jest również stosunek K/Rb, a wysoki Sr⁸⁷/Sr⁸⁶(0,707—0,717), co różni je od perydotytów z warstwowanych intruzji zasadowych. Skład izotopowy strontu wyklucza możliwość powiązań genetycznych alpejskich perydotytów z większością bazaltów. Z powyższych względów wydaje się bardzo prawdopodobne, że niektóre perydotyty alpejskie stanowią fragmenty płaszcza przemieszczone w obręb skorupy ziemskiej. Dotyczy to również ultramafitów Alp Zachodnich reprezentowanych przeważnie przez lherzolity, które zdaniem Ernsta (1978) stanowią fragmenty płaszcza tektonicznie przemieszczone, podczas kolizji płyt litosferycznych, w obręb skorupy ziemskiej. Badania petrochemiczne Iherzoli-tów wykazały bowiem, że mają one skład pirolitowy i powstały w zakresie temperatury 900—1100°C i ciśnieniu Litostatycznym 5—20- 10⁸ Pa (perydotyty spinelowe) lub 40- 10⁸Pa (perydotyty granatowe).

Brak aureol kontaktowych wokół znacznej części alpejskich intruzji może być wywołany tektonicznym przemieszczeniem serpentynitowych mas wzdłuż stref uskokowych. Późniejszy progresywny metamorfizm regionalny mógł doprowadzić do powstania metamorficznych skal ultramaficznych znanych między innymi z Alp (stubachity) i Sudetów (Smulikowski, 1982). Tego typu skały mają skomplikowaną i wiełoetapową genezę.

6.3.4.2.    Ultramaficzne skały wulkaniczne (komatyty perydotytowe)

Komatytami perydotytowymi nazwano (Viljoen, Viłjoen, 1969) ultramaficzne skały wulkaniczne formacji Komati z Afryki Południowej. Formacja ta, złożona z prawie pionowo zapadających poduszkowych i masywnych skał maficznych i ultramaficznych, osiąga miejscami miąższość 3,5 km. Trzydzieści procent formacji stanowią skały ultramaficzne, skupiające się w dolnej jej części. Pozostałą część formacji tworzą głównie komatyty bazaltowe. Wszystkie skały wulkaniczne formacji Komati zostały przeobrażone w warunkach facji zieleńcowej i są obecnie reprezentowane przez metawulkanity.

Miąższość ultramaficznych warstw zmienia się w granicach 9— —518 m, przy czym najgrubsze z nich ujawniają drobnoskalowe warstwowanie. Wśród ultramaficznych skał wulkanicznych wyróżniono odmiany bogatsze (meta-perydotyty oliwinowe) i uboższe w oliwin (metaperydotyty). Pierwsze z nich zbudowane są z oliwinu, częściowo przeobrażonego w antygoryt i magnetyt, oraz tła skalnego złożonego z tremolitu, chlorytu, magnetytu, chromitu, ilmenitu i siarczków. Metodami optycznymi stwierdzono, że oliwin ma skład forsterytu (Fo₁₀₀). Skały te zawierają średnio 30,58% MgO i 41,61% Si0₂.

Maficzne skały wulkaniczne formacji Komati reprezentowane są obecnie przez amfibolity zbudowane z minerałów szeregu tremolit-aktyno-lit, kummingtonitu, antofyllitu, zoizytu, chlorytu, talku, oligoklazu, kwarcu i węglanów. Skały te chemicznie różnią się od znanych bazaltów i pikrytów, a są spokrewnione z towarzyszącymi im ultramafitami. Utworzono więc nową klasę skał bazaltowych — klasę komatytów bazaltowych.

Ultramaficzne skały formacji Komati są produktami podmorskich wylewów. Wydostająca się na powierzchnię dna morskiego magma perydotyto-wa odznaczała się wyjątkową ruchliwością. Zawierała ona liczne kryształy oliwinu o przeciętnej średnicy 0,5 mm. W potokach lawowych zachodziła dyferencjacja lawy, w wyniku czego nastąpiło nagromadzenie się większych kryształów oliwinu w spągowych częściach potoków. Szybkie stygnięcie lawy w podmorskich warunkach sprzyjało powstawaniu struktur poduszkowych.

Przypuszcza się, że perydotytowa magma powstała w wyniku całkowitego (pirokseny) lub częściowego (oliwin) stopienia niektórych składników płaszcza. Po oddzieleniu się magmy perydotytowej od regionu źródłowego, w miarę spadku ciśnienia, następowała krystalizacja i częściowa resorpcja oliwinów. Dalszy gwałtowny spadek ciśnienia wskutek wydostania się magmy na powierzchnię dna morskiego sprzyjał szybkiej krystalizacji oliwinów.

Zdaniem Arndta (1977) ultrazasadowa magma komatytowa może powstać wkutek stopienia 50—80% materiału płaszczowego. Przed osiągnięciem tego wysokiego stopnia stopienia powstaje najpierw ruchliwa magma pikrytowa (przy 30—50% stopieniu), która zostaje następnie oddzielona od materiału źródłowego. Ultrazasadowe magmy komatytowe tworzą się przypuszczalnie wskutek kolejnego topnienia opornego restytu.