The form and internal zonation of igneous bodies

The emplacement mechanisms of magma into the Earth’s crust and the resulting shapes of igneous intrusions is a complex topic and is reviewed in Hall (1996), Pitcher (1997), and Best (2003). Basaltic intrusions are typically quite different in shape and form from granitic batholiths. In addition, the mechanisms of crystal fractionation within a mafic magma chamber are also different to those applicable inside granite intrusions. These differences are relevant to ore formation in crystallizing magmas, as exemplified by the stratiform nature of chromitite seams in mafic intrusions such as the Bushveld Complex (see Box 1.4), compared to tin deposits in granites of the same Complex which tend to be concentrated in disseminated form toward the center of such intrusions (see Box 1.3)

Bentuk dan zonasi internal tubuh batuan beku Mekanisme landasan magma ke kerak bumi dan bentuk yang dihasilkan dari intrusi batuan beku adalah topik yang kompleks dan terakhir di Hall (1996), Pitcher (1997), dan Best (2003). Intrusi basaltik biasanya cukup berbeda dalam bentuk dan bentuk dari batolit granit. Selain itu, mekanisme kristal fraksinasi dalam ruang magma mafik juga berbeda dengan yang berlaku intrusi granit dalam. Perbedaan-perbedaan ini relevan dengan bijih formasi mengkristal magma, sebagaimana dicontohkan oleh sifat stratiform jahitan chromitite di intrusi mafik seperti Bushveld Kompleks (lihat Kotak 1.4), dibandingkan dengan deposito timah granit dari Kompleks yang sama yang cenderung terkonsentrasi di bentuk disebarluaskan menuju pusat intrusi tersebut (lihat Kotak 1.3)

Mafic intrusions The viscosity of mafic magma is relatively low, as illustrated by the ease with which basaltic magmas flow on eruption. The densities of mafic minerals are typically greater than 3 g cm−3, whereas mafic magma has a

density of around 2.6 g cm−3. The low viscosity of mafic magma and the high densities of minerals crystallizing from it imply that minerals such as olivine and the pyroxenes will typically sink in a magma at velocities of anywhere between 40 and

1000 m yr−1depending on their composition and size (Hall, 1996). By contrast, less dense minerals, such as the felspathoids, might float in an alkaline magma as they have densities less than 2.5 g cm−3. Plagioclase would float in a basaltic magma at pressures greater than about 5 kbar, but would sink in the same magma emplaced at high crustal levels (Kushiro, 1980).

The sequence of layered rocks that result from gravitationally induced crystal settling are referred to as cumulates and their compositions differ from that of the starting magma. Crystal settling is, therefore, a form of fractional crystallization

and this process could explain the segregation of chemical constituents and their possible concentration into either of the solid or liquid phases of the chamber. Trace elements that are readily incorporated (by substitution) into cumulus minerals are referred to as compatible elements. By contrast, trace elements which are excluded from the cumulate assemblage (because they cannot easily substitute into the crystal lattice sites of the major rock-forming minerals) are called

incompatible elements and they will, naturally, become progressively enriched in the residual magma as the cumulate assemblage is formed.

Gravitationally induced settling of minerals in mafic intrusions would seem to be the most logical way of explaining the well layered internal structure so often observed in these bodies. Early models for explaining the crystallization and layering in mafic intrusions were derived from the classic work of Wager and Brown (1968) on the Skaergaard intrusion of Greenland. The latter is particularly well suited to petrogenetic study because it is considered to represent a single pulse of magma that crystallized to completion in a closed chamber without substantial addition or removal of magma during solidification. The subhorizontallayers that form in mafic intrusions arise from the initial accumulation of early formed minerals (such as olivine and orthopyroxene), followed, in a stratigraphic sense, by accumulations of later formed minerals such as the pyroxenes and plagioclase. Minor oxide minerals such as chromite and magnetite are also observed to accumulate among the major silicate mineral phases. The Skaergaard intrusion is made up of a chilled marginal phase and a relatively simple internal zone made up of sub-horizontal rhythmic and cryptic (i.e. where the layering is not visually obvious but is reflected only in chemical variations) layers, ranging in composition upwards from gabbro to ferrodiorite and granophyre (Figure 1.15).

Intrusi mafik Viskositas mafik magma relatif rendah, seperti yang digambarkan oleh kemudahan yang magma basaltik mengalir pada letusan. Kepadatan mineral mafik biasanya lebih besar dari 3 g cm-3, sedangkan magma mafik memiliki densitas sekitar 2,6 g cm-3. Viskositas rendah mafik magma dan kepadatan tinggi mineral mengkristal dari itu menyiratkan bahwa mineral seperti olivin dan pyroxenes biasanya akan tenggelam dalam magma di kecepatan di mana saja antara 40 dan 1000 m yr-1depending pada komposisi dan ukuran (Hall, 1996) mereka. Sebaliknya, mineral kurang padat, seperti felspathoids, mungkin mengapung dalam magma basa karena mereka memiliki kepadatan kurang dari 2,5 g cm-3. Plagioklas akan mengapung dalam magma basaltik pada tekanan lebih besar dari 5 kbar, tetapi akan tenggelam dalam magma yang sama emplaced pada tingkat kerak tinggi (Kushiro, 1980).

Urutan batuan berlapis yang dihasilkan dari gravitasi diinduksi pengendapan kristal yang disebut sebagai cumulates dan komposisi mereka berbeda dari yang dari magma awal. Kristal pengendapan Oleh karena itu, suatu bentuk kristalisasi fraksional dan proses ini bisa menjelaskan pemisahan kandungan kimia dan konsentrasi mereka mungkin ke salah satu fase padat atau cair dari ruangan. Elemen yang mudah dimasukkan (dengan substitusi) ke mineral cumulus disebut unsur-unsur sebagai kompatibel. Sebaliknya, elemen yang dikeluarkan dari kumpulan mengumpul (karena mereka tidak dapat dengan mudah menggantikan ke situs kisi kristal dari mineral pembentuk batuan besar) disebut unsur-unsur yang tidak kompatibel dan mereka akan, secara alami, menjadi semakin diperkaya dalam magma sisa sebagai kumpulan mengumpul terbentuk.

Pengendapan gravitasi diinduksi mineral dalam intrusi mafik tampaknya akan menjadi cara yang paling logis untuk menjelaskan struktur internal baik berlapis begitu sering diamati pada badan-badan ini. Model awal untuk menjelaskan kristalisasi dan layering dalam intrusi mafik berasal dari karya klasik Taruhan dan Brown (1968) dari intrusi Skaergaard dari Greenland. Yang terakhir ini sangat cocok untuk studi petrogenetic karena dianggap mewakili sebuah pulsa tunggal dari magma yang mengkristal sampai selesai di ruang tertutup tanpa penambahan substansial atau penghapusan magma selama pembekuan. Para subhorizontallayers yang terbentuk di intrusi mafik muncul dari akumulasi awal mineral awal terbentuk (seperti olivin dan orthopyroxene), diikuti, dalam arti stratigrafi, berdasarkan akumulasi mineral kemudian membentuk seperti pyroxenes dan plagioklas. Mineral oksida kecil seperti kromit dan magnetit juga diamati menumpuk antara fase silikat mineral utama. Intrusi Skaergaard terdiri dari fase marjinal dingin dan zona internal yang relatif sederhana terdiri dari lapisan sub-horisontal ritmis dan samar (yaitu di mana layering tidak secara visual jelas tetapi tercermin hanya dalam variasi kimia), mulai dalam komposisi ke atas dari gabro untuk ferrodiorite dan granophyre (Gambar 1.15).

Although it is tempting to attribute the relatively ordered, sub-horizontal layering that is socharacteristic of intrusions such as Skaergaard to simple gravitationally induced crystal settling, solidification of magma chambers, including Skaergaard, is a much more complex process (McBirney and Noyes, 1979). The temperature gradients and associated variations in magma density that form in cooling magmatic bodies

Meskipun tergoda untuk atribut relatif memerintahkan, sub-horisontal layering yang socharacteristic intrusi seperti Skaergaard untuk sederhana gravitasi diinduksi menetap kristal, pemadatan ruang magma, termasuk Skaergaard, adalah proses yang jauh lebih kompleks (McBirney dan Noyes, 1979) . Gradien suhu dan variasi terkait kepadatan magma yang terbentuk di pendinginan tubuh magmatik

Figure 1.15Schematic illustration showing the nature of layering in the Skaergaard intrusion, east Greenland (after Anderson et al., 1998). The relative stratigraphic position of the Au- and Pd-bearing Platinova Reefs is shown in relation to the Marginal Border Series (MBS) and the Layered Series,

which is subdivided into the Hidden Zone (HZ), Lower Zone (LZ), Middle Zone (MZ), and Upper Zone (UZ).

Gambar 1.15Schematic ilustrasi yang menunjukkan sifat layering dalam intrusi Skaergaard, Greenland timur (setelah Anderson et al., 1998). Posisi relatif stratigrafi dari Au- dan Pd-bantalan Platinova Karang ditampilkan dalam kaitannya dengan Border Seri Marginal (MBS) dan Layered Series, yang dibagi ke dalam Zona Tersembunyi (HZ), Lower Zone (LZ), Zona Tengah (MZ), dan Zona Atas (UZ).

Figure 1.16(a) Density variations in a fractionating magma similar in starting composition to that of the Bushveld Complex. (b) Contrasting behavior of a new magma injected into a density stratified magma chamber within which crystal fractionation has already occurred (after Campbell et al., 1983; Naldrett and von Gruenewaldt, 1989).

Gambar 1.16 (a) variasi Kepadatan dalam magma fraksionasi serupa dalam memulai komposisi dengan yang Kompleks Bushveld. (b) perilaku magma baru disuntikkan ke dalam kepadatan berlapis magma di mana kristal fraksinasi telah terjadi Kontras (setelah Campbell et al, 1983;. Naldrett dan von Gruenewaldt, 1989).

have been shown to result in pronounced density stratification, with the formation of liquid layers through which elements diffuse in response to both chemical and temperature gradients (Huppert and Sparks, 1980; Turner, 1980; Irvine et al., 1983; McBirney, 1985). Density variations over time in a magma chamber are also a product of crystal fractionation itself. In Figure 1.16a it is apparent that during early stages of olivine crystallization the residual magma density decreases because the

chemical components extracted by olivine have higher densities than that of the starting liquid. The trend changes, however, with the appearance on the liquidus of a mineral such as plagioclase,

telah terbukti menghasilkan diucapkan kepadatan stratifikasi, dengan pembentukan lapisan cairan melalui unsur-unsur berdifusi dalam menanggapi kimia dan suhu gradien (Huppert dan Sparks, 1980; Turner, 1980;. Irvine et al, 1983; McBirney, 1985) . Kepadatan variasi dari waktu ke waktu dalam ruang magma juga produk kristal fraksinasi sendiri. Pada Gambar 1.16a jelas bahwa selama tahap-tahap awal olivin kristalisasi kepadatan magma sisa menurun karena komponen kimia diekstraksi oleh olivin memiliki kerapatan lebih tinggi dari cairan awal. Kecenderungan perubahan, namun, dengan penampilan di likuidus mineral seperti plagioklas,

which has a density lower than that of the magma. In such a situation it is possible, after an interval of crystallization, for a residual magma to become more dense than when it started solidifying.

This pattern of density variation has major implications for the behavior of crystals settling in a magma chamber, particularly when a new injection of magma takes place into an already evolved chamber. In Figure 1.16b two situations are considered. If the new magma has a density that is greater than the liquid residue in the chamber (as might be the case if the new magma was injected fairly early after crystallization had commenced), then a rather muted fountain-like feature will form and mixing between the new and evolved liquids will be limited to a layer along the base of the chamber. By contrast, if the new magma is injected late in the crystallization sequence, there is a possibility that its density will be less than that of the residual liquid and a more impressive plume-like feature would form

(see Figure 1.16b) and the new magma would rise to its own density level, or to the very top of the chamber. In the latter scenario turbulent mixing between the new and residual liquids is likely to be more complete. Injection of a plume that reached and interacted with the roof of the magma chamber has been suggested for the Bushveld Complex (Schoenberg et al., 1999). This plume has also been strongly implicated in the formation of both the chromite and PGE mineralization in the Bushveld (Kinnaird et al.2002).

yang memiliki kepadatan lebih rendah dari magma. Dalam situasi seperti itu adalah mungkin, setelah selang waktu kristalisasi, untuk magma sisa untuk menjadi lebih padat daripada saat mulai memperkuat.

Pola variasi kepadatan memiliki implikasi besar bagi perilaku kristal menetap di ruang magma, terutama ketika injeksi baru magma berlangsung satu kamar ke kamar yang sudah berevolusi. Pada Gambar 1.16b dua situasi dianggap. Jika magma baru memiliki kepadatan yang lebih besar dari residu cair dalam ruang (seperti yang mungkin terjadi jika magma baru disuntikkan cukup awal setelah kristalisasi telah dimulai), maka fitur air mancur seperti agak teredam akan membentuk dan pencampuran antara cairan baru dan berkembang akan terbatas pada lapisan sepanjang dasar ruangan. Sebaliknya, jika magma baru disuntikkan di akhir urutan kristalisasi, ada kemungkinan bahwa densitas akan kurang dari itu dari cairan sisa dan fitur-bulu seperti lebih mengesankan akan membentuk (lihat Gambar 1.16b) dan magma baru akan naik ke tingkat kepadatan sendiri, atau bagian paling atas dari ruangan. Dalam kedua skenario pencampuran turbulen antara cairan baru dan sisa cenderung lebih lengkap. Injeksi yang membanggakan yang dicapai dan berinteraksi dengan atap dapur magma telah disarankan untuk Bushveld Kompleks (Schoenberg et al., 1999). Membanggakan

ini juga telah sangat terlibat dalam pembentukan kedua kromit dan mineralisasi PGE di Bushveld (Kinnaird et al.2002).