Современный магматизм на границах литосферных плит

Согласно современной тектонической концепции, верхняя оболочка Земли разделяется на несколько литосферных плит. У.Морган выделяет следующие главные плиты: Африканскую, Ев­разийскую, Американскую, Тихоокеанскую, Индийскую, Антарк­тическую, Наска, Кокос (последние две в юго-восточной части Ти­хого океана), Восточной и Юго-Восточной Азии и серию мелких плит в западной части Тихого океана, Малой Азии, Восточной Аф­рике, Средиземном море и в других районах мира. Границы плит вы­деляются по зонам повышенной сейсмичности.

Предполагается, что конвективные течения мантийного веще­ства вызывают перемещения плит относительно друг друга. Глуби­на конвекции, по различным оценкам, в том числе по балансу изо­топов Sm и Nd в коре и в Земле в целом, определяется примерно в 700 км. Разогретое вещество мантии поднимается к поверхности в зоны срединно-океанических хребтов, где подвергается частично­му плавлению, и новообразованные базальты наращивают земную кору (конструктивные обстановки), а возвращается в мантию в ви­де твердого вещества в зонах субдукции (деструктивные обстанов­ки). С удалением от осей срединно-океанических хребтов возраст

12. Магматические ассоцивции

литосферы увеличивается, о чем свидетельствует закономерное из­менение возраста полосовых магнитных аномалий.

Более сложна ситуация на континентах. Согласно данным сейс­мической томографии, «корни» континентов прослеживаются на глубину более 400 км. Вместе с тем, как это видно на примере Аль-пийско-Гималайского пояса, магматизм при столкновении кон­тинентальных плит по своим масштабам и характеру проявления близок к магматизму на активных границах континентов и океанов, т.е. эта обстановка также относится к типу деструктивных фаниц плит.

В целом магматизм на границах литосферных плит как по раз­нообразию, так и по объему изверженного материала значительно преобладает над внутриплитным (рис. 12.2). Около 90% молодых магматических пород сформировано именно в этой геодинамиче­ской обстановке.

12.2.1. Магматизм в современных конструктивных обстановках

К конструктивным (дивергентным) геодинамическим обста-новкам относятся рифтовые зоны срединно-океанических хреб­тов (СОХ), в пределах которых происходит раздвижение (спрединг) плит и наращивание океанской коры. Эти зоны образуют глобаль­ную систему общей протяженностью свыше 60 000 км, опоясыва­ющую всю поверхность Земли (см. рис. 12.2). Они тяготеют к сре­динным частям океанов Земли, иногда переходя на континенты, где фиксируются сложным сочетанием структур, как например, на за­паде Северной Америки. Известны спрединговые системы и во многих задуговых (окраинных) морях (Филиппинском, Японском, Беринговом и др.).

Важнейшей особенностью спрединговых хребтов является сим­метрия глубинного строения и морфологии по обе стороны от осе­вого рифта. Предполагается, что в процессе спрединга поднимаю­щееся вещество астеносферы частично плавится (10-15% объема) в результате декомпрессии. В центральной части зон спрединга за счет поступления снизу магматического материала образуется но­вая океанская кора. Очаг магмы располагается под осью раздвига, причем на его дне формируются габбро и перидотиты. Сейсмиче­скими методами установлено, что размеры таких камер невелики: они имеют ширину около 1-2 км при высоте менее 1 км; вместе с тем их длина может достигать нескольких десятков километров.

Часть II. Магматические горные породы (петрография)

12. Магматические ассоциации

Рис. 12.2. Схема размещения позднекайнозойского магматизма Земли
/ — главные ареалы внутриплатного магматизма (Fe-Ti-пикриты и базальты, K-Na-
и К-умеренно- и высокощелочные серии, цифры в кружках): 1 — Гавайский, 2 — Лайн,
3 — Таумоту-Сообщества-Табуаи, 4 — Маршалловый, 5 — Каролинский, 6 — Ин­
докитайский, 7 — Дальневосточный, 8 — Байкальский, 9 - Монгольский, 10 — Ти-
бетско-Наньшанский, 11 — Ирано-Афганский, 12 —Аравийский, 13 — Малоазиат­
ский, 14 — Паннонский, 15 — Центрально-Европейский, 16 -
Западно-Красноморский, 17 — Северо-Африканский (Ахаггар, Тибести), 18 - Эфи­
опский, 19 — Кеннийский, 20 — Камерунский, 21 — Зеленого Мыса, 22 — Канар­
ский, 23 — Азорский, 24 — Бермудский, 25 — Исландский, 26 — Галапагосский, 27 —
Сан-Паулу, 28 — Фернанду-ди-Норонья, 29 — Вознесения, 30 — Тринидади, 31 —
Св.Елены, 32 — Тристан-да-Кунья, Гоф, 33 — Буве, 34 — Принс-Эдуард, 35 — Кро-
зе, 36 — Коморско-Мадагаскарский, 37 — Маскаренский (Реюньон, Маврикий),
38 — Мальдивский, 39 — Амстердам и Сент-Поль, 40 — Кергеленский, 41 — Южно-
Австралийский (Виктория), 42 — Тасманский, 43 — Южно-Новозеландский, 44 —
Пасхи, 45 — Сала-и-Гомес, 46 — Наска, 47 — Хуан-Фернандес, 48 — Запада США,
49 —провинция Бассейнов и Хребтов, 50 — Индигирский,51 —Чукотский, 52—Аля­
скинский, 53 — Прибыловский, 54 —Аляскинского залива; 2 — главные ареалы (ду­
ги) андезит—латитового магматизма активных окраин континентов и микроплит
(известково-щелочная серия, низкотитанистые и калиево-натриевыеумеренно- и вы­
сокощелочные серии): 1 — Алеутско-Аляскинская, 2 — Курило-Камчатская, 3 —
Японская, 4 — Идзу-Бонинская, 5 — Марианская, 6 — Филиппинская-Сулавеси, 7 —
Каролинская, 8 — Молуккская, 9 — Индонезийско-Бирманская, 10 — Банда, 11 —
Новогвинейская и Новобританская, 12 — Соломонова, 13 — Новогебридская, 14 —
Фиджийская, 15 — Тонга-Кермадекская, 16 —Западно-Североамериканская, 17 —
Трансмексиканская, 18 — Малоантильская, 19 — Западно-Южноамериканская,
20 — Антарктического полуострова, 21 — Южно-Сандвичева, 22 — Альборанская,
23 — Сардинская, 24 — Южноитальянская, 25 — Эгейская, 26 — Балканская, 27 —
Карпатская, 28 — Кавказско-Анатолийская, 29 — Эльбрусская, 30 — Памиро-Тянь-
шаньская, 31 — Куэньлунская, 32 — Южно-Афганская, 33 — Гималайская; 3 —
подъемы геоида; 4 — базальты спрединговых зон (а — задуговые бассейны, б — средин-
но-океанические хребты); 5 — фрагменты Лавразии; 6 — фрагменты Гондваны_

О составе магматических пород, возникающих в срединно-оке-анических хребтах, можно судить по результатам драгирования и глубоководного бурения океанского дна, а также исследуя фраг­менты древней океанической литосферы в складчатых областях.

Первая наиболее полная петролого-геохимическая сводка по базальтам океанских зон спрединга была приведена в работе К.Эн-гель с соавторами в 1965 г. Последующие исследования показали, что базальты СОХ (англ. MORB) не столь однородны, как считалось ранее. Было выяснено, что толеитовые базальты, слагающие боль­шую часть срединных хребтов, несколько отличаются от базаль­тов, развитых на подводных возвышенностях или плато. В соот­ветствии с этим были выделены два типа толеитовых базальтов:

Часть II. Магматические горные породы (петрография)

N-MORB (нормальные) и E-MORB (обогащенные). Последние развиты в пределах подводных плато и приближаются по составу к толеитам океанских островов. Известны также базальты с проме­жуточными геохимическими характеристиками (T-MORB).

В результате подъема мантийного магматического материала под современными океанами образовался слой базальтов и долери-тов мощностью до 2.0-2.5 км. Самые древние из известных базаль­тов океанского дна имеют позднеюрский возраст (155 млн лет), а самые молодые лавы формируются в настоящее время. Объем океанских базальтов примерно в 20 раз превосходит объем одновоз-растных вулканических пород на континентах. Даже если учесть, что площадь океанов втрое больше площади континентов, следует при­знать, что океанский вулканизм отличается значительно большей интенсивностью, чем вулканические процессы на суше.

Базальты изливаются на дно океанов при подводных трещинных извержениях и образуют лавовые потоки мощностью в несколько метров. Второй слой океанской коры состоит из множества таких потоков.

Наиболее распространенные базальты N-MORB представлены низкокалиевыми оливиновыми толеитами, содержащими около 8 мас.% MgO (табл. 12.1). Количество вкрапленников обычно не превышает 5-10 об.%. Фенокристаллы сложены преимущественно оливином (Fo₉₀_₈₀) и плагиоклазом (Аn₉₀_₆₀); клинопироксен сре­ди вкрапленников редок. Основная масса состоит из стекла и ми­кролитов плагиоклаза, клинопироксена, оливина и магнетита. От­носительные количества стекла и микролитов изменчивы, и породы варьируют от гиалобазальтов до полнокристаллических долеритов. Широко развиты шаровые (подушечные) лавы.

12.2.2. Магматизм в современных деструктивных обстановках

К деструктивным, или конвергентным, геодинамическим обста-новкам относятся островные дуги, активные континентальные ок­раины и зоны коллизии (столкновения) континентальных плит. Для всех них, кроме некоторых коллизионных зон, характерно на­личие наклонных сейсмофокальных зон, в которых сосредоточены гипоцентры современных землетрясений. Сейсмофокальные зо­ны прослеживаются до глубины 600-700 км. На существование та­ких зон независимо друг от друга в 1940-х годах обратили внимание К.Вадати, А.Н.Заварицкий и Х.Беньофф.

12. Магматические ассоциации

Таблица 12.1. Средние химические составы толеитовых базальтов, развитых в разных тектонических обстановках, маc. %

Примечание. 1—3 — подвижные пояса: 1 — офиолитовые пояса, 2 — ост­ровные дуги, 3 — орогенные интрузивно-вулканические пояса; 4—6 — кратоны: 4 — дно океанов, 5 — краевые моря, 6 — континентальные кратоны (трапповая ассоциация); 7,8 — океанические острова (7 — Исландия, 8 — Гавайские ост­рова)

С позиций тектоники плит, зоны Вадати-Заварицкого-Бень-оффа трассируют погружающиеся в мантию (субдуцированные) пластины океанской литосферы мощностью 80—100 км. На опреде­ленной глубине вещество погружающейся плиты испытывает деги­дратацию и частичное плавление. Возникающие при этом распла­вы и потоки летучих компонентов (преимущественно воды) проникают в мантийный клин, расположенный над зоной субдук­ции. По мнению многих исследователей, с зонами субдукции в те­чение длительных отрезков эволюции Земли связано образование магм, ответственных за формирование значительной части конти­нентальной коры. Упрощенная схема строения островной дуги с зо­ной субдукции показана на рисунке 12.3.

Углы наклона сейсмофокальных зон варьируют от 35 до 90°; оценки скорости субдукции также оказываются разными (0.9 см/год — Эоловая дута Средиземного моря, 10 см/год — Перу, Чили, Новые Гебриды); длительность субдукции изменяется от 5 до 200 млн лет.

В западной части Тихого океана сейсмофокальные зоны фикси­руются под островными дугами и окраинными морями, в восточ­ной — под активными континентальными окраинами андийского

Рис. 12.3. Схема строения зоны субдукции под островной дугой Серии магматических пород: 1 — повышенной щелочности, 2— известково-щелоч-ная, втом числе гранитоиды (3), 4— толеитовая островодужная, 5— магматические породы, промежуточные между известково-щелочными и толеитовыми острово-дужными сериями; 6— породы амфиболитовой фации метаморфизма в океанской коре; 7— породы эклогитовой фации метаморфизма в океанской коре; 8— кора ос­тровной дуги; 9— океанская кора (а — осадки, б— толеитовые базальты, ультрама-фиты, габброиды и другие магматические породы); 10— мантийные диапиры с зо­нами магмообразования; // — зона интенсивного сжатия, складчатости и надвигообразования; 12— области магмообразования; 13—зона воздействия вод­ного флюида; 14— вероятные пути перемещения магм; 15 — литосферная мантия; 16 — астеносферная мантия

типа. Наличие таких зон устанавливается и в пределах Альпийско-Гималайского подвижного пояса, который протягивается от Альп через Турцию и Иран до Гималаев и Юго-Восточной Азии. Остров­ные дуги, континентальные окраины и зоны коллизии составляют мировую систему деструктивных фаниц литосферных плит, по мас­штабам не уступающую мировой системе океанских рифтов (см. рис. 12.2).

12. Магматические ассоциации

Важнейшей особенностью магматизма деструктивных обста-новок является средний, в целом андезитовый его состав при ши­роких вариациях кремнекислотности, щелочности и железистости. Для большей части изверженных пород типичны низкие содержа­ния титана и повышенные содержания алюминия.

Магматизм островныхдуг. Современные островные дуги пред­ставляют гряды (гирлянды) островов, вытянутые вдоль дугообраз­ных линий и расположенные в зонах перехода от континентов к оке­анам. Островные дуги в Средиземном море не обнаруживают явной связи с океаническими впадинами. Наиболее распространены ос­тровные дуги в западном обрамлении Тихого океана, где они про­тягиваются от Алеутских и Курильских островов на севере до Но­вой Зеландии на юге.

Главными морфологическими элементами активных остров­ных дуг и прилегающих пространств являются (рис. 12.4): 1) глубоковод­ный желоб — узкий прогиб, отделяющий островную ду­гу от океана; глубина неко­торых желобов превышает 7 км; 2) гряда островов, уда­ленных на несколько десят­ков километров от желоба; на этих островах нет дейст­вующих вулканов; 3) внут-ридуговой прогиб (рифт), отделяющий амагматичные острова от параллельной гряды, к которой приуроче­ны активные вулканы; 4) гряда островов с действу­ющими вулканами, удален­ными на 100 км и более от глубоководного желоба; обычно выделяется относи­тельно узкая зона наиболее интенсивного вулканиз­ма — вулканический фронт, параллельный желобу;

Часть П. Магматические горные породы (петрография)

при движении от этого фронта в сторону континента интенсив­ность вулканизма ослабевает; 5) впадина краевого моря глубиной до 3 км, отделяющая островную дугу от континента.

Острова амагматичной гряды, расположенной ближе к желобу, обычно меньше по площади и уступают по высоте островам с дей­ствующими вулканами. Амагматичная гряда вообще может не воз­вышаться над уровнем моря, и тогда вместо двойной дуги протяги­вается лишь цепь вулканических островов.

Сейсмофокальная зона подходит к поверхности у глубоковод­ного желоба и погружается в сторону континента. Под вулканиче­ской дугой она расположена на глубине 100—300 км.

К глубоководным желобам приурочены отрицательные анома­лии теплового потока, а к самим островным дугам и задуговым бас­сейнам — положительные аномалии. Высокий тепловой поток в об­ласти вулканического фронта и задугового бассейна связан с подъемом нагретого материала при мантийной конвекции или внедрении магм.

Островодужные вулканические ассоциации состоят из базаль­тов, андезитов, дацитов и риолитов. Преобладают основные и сред­ние породы (табл. 12.2). Особенно характерны андезиты и андези-базальты. Поэтому островные дуги по периферии Тихого океана часто называют андезитовым кольцом. В подчиненном количестве встречаются умереннощелочные и еще реже высокощелочные вул­каниты.

Островодужные базальты чаще всего представлены гиперстен-нормативными породами с относительно низким содержанием MgO (< 6-8 мас. %) и высоким содержанием А1₂О₃ (> 16-18 мас.%); такие базальты называют высокоглиноземистыми. Для них харак­терны низкие содержания Ni, Сг и высокозарядных катионов: Ti, Nb, Zr. Среди кислых пород наиболее распространены дациты и ри-одациты, которые обычно отличаются повышенной известковисто-стью. Андезиты имеют промежуточный состав между базальтами и дацитами-риодацитами.

На многих островных дугах проявлена латеральная геохимиче­ская зональность, которая выражается в закономерном изменении состава вулканических пород как вкрест простирания дуги от глу­боководного желоба к краевому морю, так и по простиранию отдель­ных дуг. Особенно отчетлива поперечная зональность в распреде­лении калия в вулканитах. Вблизи глубоководного желоба (на его склоне, во внутренней цепи островов, на краю вулканической ду-

Таблица 12.2. Распределение основных и средних вулканических пород четвертичного возраста на островных дугах, состав и количество вкрапленников в них, по А. Юарту, 1976 г.

Примечание. Доля вулканитов кислого состава не превышает первых процентов

Часть II. Магматические горные породы (петрография)

ги) преобладают по­роды низкокалиевой серии. В сторону от континента они сме­няются породами умереннокалиевой серии, а на макси­мальном удалении от желоба — породами высококалиевой се­рии. При этом содер­жания калия возрас­тают во всех группах вулканических пород от основных до кис­лых (табл. 12.3, рис. 12.5). Рост содер­жаний калия отражает обогащение пород ка­лиевым полевым шпатом (в самых вы­сококалиевых поро­дах появляется лей­цит) и биотитом. Одновременно уменьшается доля плагиоклаза и снижа­ется его основность. Поэтому рост содер­жаний К₂О коррелируется с уменьшением количества СаО (см. рис. 12.5).

Породы низкокалиевой серии отличаются максимальным уров­нем содержаний железа, особенно в андезитах, дацитах и риолитах, а также максимальным Fe/Mg отношением. По мере роста уровня содержаний калия это отношение повышается (см. рис. 12.5).

В лавах низкокалиевой серии кроме вкрапленников очень ос­новного плагиоклаза (в базальтах это нередко битовнит и анортит) содержатся фенокристаллы оливина и пироксена; роговая обман­ка и биотит редки и появляются только в дацитах и риолитах. В по­родах умеренно- и особенно высококалиевой серии количество ам-

Таблица 12.3. Химический состав позднекайнозойских островодужных вулканитов Камчатки, мас.

Дата добавления: 2015-06-30; просмотров: 549; Нарушение авторских прав

Мы поможем в написании ваших работ!