Внутриплитный магматизм

Внутриплитный магматизм не зависит от границ литосферных плит, что позволяет думать о его весьма глубинном источнике. На это указывает также наличие в некоторых магматических про­явлениях повышенных содержаний первичного (планетарного, или солнечного) изотопа ³Не, который сохранился в нижней ман­тии со времен формирования Земли.

Типичными представителями внутриплитного магматизма яв­ляются обогащенные железом и титаном базальты и пикриты нор­мальной, умеренной и повышенной щелочности, а также различные щелочные породы калиево-натриевого и калиевого рядов. Облас-

Часть II. Магматические горные породы (петрография)

ти развития подобного магматизма нередко приурочены к сводовым поднятиям с поперечником до 200—300 км и сопровождаются гра­витационными и термическими аномалиями, связанными с об­ширными выступами астеносферы. В связи с этим внутриплитный магматизм называют также магматизмом горячих областей.

В настоящее время появление таких областей связывается с подъемом струй (плюмов) разогретого мантийного вещества, проекции которых на дневную поверхность представлены компакт­ными магматическими ареалами. Эти ареалы характеризуются дли­тельностью проявления магматических процессов и специфичес­ким, обычно умереннощелочным или щелочным, составом магм. Их размеры достигают десятков тысяч квадратных километров. Кроме того, для таких областей на определенной стадии их развития харак­терно трехлучевое строение (тройное сочленение), определяемое концентрированием тектономагматических процессов (грабенов, вулканических полей) в линейных зонах, которые примерно под равными углами расходятся от центра горячей точки.

Примером такой горячей точки является Южно-Байкальская, или Хамардабанская (рис. 12.13), расположенная в юго-западной ча­сти Байкальского рифта. Она обладает всеми признаками подобных образований, в том числе высоким отношением ³Не/⁴Не. Ее разви­тие началось в олигоцене-раннем миоцене (34—18 млн лет назад) с появления у южного окончания оз. Байкал медленно растущего свода и излияний Fe—Ti базальтов умеренной и повышенной щелоч­ности. Базальтовые излияния продолжались до конца миоцена. В плиоцене-голоцене начали преобладать долинные излияния. Важнейшей особенностью современной структуры вулканической области, заложившейся в плиоцене, является возникновение круп­ных грабенов: Тункинского, Хубсугульского и Восточно-Тувин­ского (Окинского), образующих тройное сочленение примерно в 200 км к западу от южного окончания Байкала. Наблюдаемая здесь картина в значительной мере сходна с ситуацией, существу­ющей в районе Северо-Восточной Африки, где развита тройная рифтовая система Красного моря, Аденского залива и Восточно-Африканского рифта.

В настоящее время на Земле выделено свыше 120 горячих точек, проявивших активность в позднем кайнозое. Корни горячих точек расположены значительно глубже подошвы литосферных плит и от­носительно неподвижны. Поэтому когда литосферные плиты про­ходят над такими точками, на их поверхности может возникнуть

Рис. 12.13. Схема размещения кайнозойских вулканитов в юго-западной ча­сти Байкальской рифтовой области Базальты: / — на водоразделах, 2 — в долинах; 3 — плиоцен-четвертичная моласса;

4 — граница распространения плиоцен-четвертичного (долинного) вулканизма;

5 — граница сводового понятия; 6 — область развития аномальной мантии с глуби­
ной залегания менее 50 км; 7— Окинско-Восточно-Тувинская зона развития кай­
нозойского вулканизма и межгорных понижений. Цифры в кружках — абсолютный
возраст базальтов, млн лет

«магматический след». Ярким примером подобной ситуации явля­ется Гавайский подводный хребет и его северное продолжение — хребет Эмпириор, которые протягиваются в Тихом океане от Гавай­ских островов до Алеутского глубоководного желоба на расстояние около 6000 км (рис. 12.14). В пределах этого пояса расположены 107 вулканов; общий объем изверженных пород превышает 1 млн км³. Возраст вулканов последовательно становится моложе с севе­ра на юг. Самые древние извержения в северной части хребта Эм­пириор происходили 75-80 млн лет назад, а на Гавайских островах активная вулканическая деятельность продолжается на глазах чело­века. Гавайские вулканы и более древние вулканические центры,

Часть II. Магматические горные породы (петрография)

расположенные се­вернее, маркируют перемещение Тихо­океанской плиты над горячей точкой с юга на север. Вероятно, такую же природу имеют и асейсмичные подводные хребты ти­па Китового в Атлан­тике.

По данным сейс­мической томогра­фии, горячие точки представляют собой пути проникновения горячего астеносфер-ного вещества вдоль зон растяжения и раз­рывов в литосфере над крупными разо­гретыми участками мантии. Перенос ве­щества в мантийных плюмах происходит не непрерывным по­током, а отдельными

порциями. При этом астеносферное вещество растекается в лито­сфере наподобие шляпки гриба, а над ними возникают крупные об­ласти растяжения (рифтовые системы, трапповые провинции). Плюмы отличаются друг от друга размерами и глубиной заложения. Они возникают, эволюционируют и исчезают, существуя обычно около 100 млн лет.

Выделяются три главных типа внутриплитного магматизма, пространственно связанные: 1 - с областями континентального рифтогенеза; 2-е осями океанического спрединга; 3 - развитые вне связи с этими структурами. В целом не наблюдается существен­ных различий между характером проявления внутриплитного маг­матизма в пределах одного типа литосферы или конкретной геоло­гической ситуации, да и различия между внутриплитным

12. Магматические ассоциации

магматизмом континентов и океанов также невелики и сводятся главным образом к более широкому развитию кислых членов маг­матических серий в континентальных блоках литосферы.

12.4.1. Строение и магматизм континентальных рифтов

Современные континентальные рифтовые области, обладая близкими параметрами строения и морфологии, существенно раз­личаются по масштабам развития магматизма. Одни рифтовые зо­ны (например, Байкальская) на протяженных участках лишены вулканических продуктов и в целом характеризуются сравнитель­но бедным набором магматических ассоциаций. Другие рифтовые области, ярким приме­ром которых являются зоны Восточно-Аф­риканской рифтовой системы, сопровожда­ются обильным и раз­нообразным вулканиз­мом (рис. 12.15). Магматические об­разования здесь при­надлежат толеитовой, умеренно- и высоко­щелочной сериям,как калиево-натриевой, так и калиевой,харак­терной для Западной (Танганьикской) вет­ви этого рифта. Они представлены главным образом Fe—Ti базаль­тами и пикробазаль-тами разной щелоч­ности, и в меньшей степени, щелочными породами, в том числе среднего и кислого со­става. Магматизм час­то имеет бимодальный

Часть И. Магматические горные породы (петрография)

характер, причем наиболее типичен он для поздней, собственно рифтовой стадии развития этих систем, тогда как для предрифтово-го этапа более характеры слабодифференцированные щелочноба-зальтовые ассоциации, иногда сменяющиеся толеитовыми. В осно­вании разреза рифтовых серий часто развиты разнообразные щелочные риолиты (комендиты, пантеллериты), обычно представ­ленные игнимбритами.

В развитии континентальных рифтов отчетливо выделяются две стадии. Для ранней (предрифтовой) стадии типичен общий подъем территории, при котором связь вулканизма со структурой рифта еще не выражена. Для этой стадии характерны излияния слабодифференцированных лавовых серий, представленных в од­них случаях монотонными толщами умереннощелочных оливино-вых базальтов (Байкальский рифт, трапповая серия Эфиопского рифта), в других — фонолитами и щелочными ультраосновными по­родами (Кенийский рифт, Рейнский грабен).

Вторая (собственно рифтовая) стадия отличается усилением тектонической активности, приводящей к образованию рифтовых впадин и горного рельефа. Вулканизм протекает главным образом в пределах рифтовых впадин, либо тяготеет к ним. Наряду с трещин­ными излияниями слабодифференцированных вулканитов повы­шенной щелочности в это время формируются вулканы централь­ного типа, с которыми связано появление дифференцированных серий.

Особый случай представляет собой уникальная Красноморская рифтовая область, где наблюдается переход от континентального рифтогенеза к океаническому спредингу. В ее пределах во времени и в пространстве (от краев вовнутрь) наблюдается смена щелоч­ных базальтов титанистым толеитовым пикрит-базальтовым вулка­низмом промежуточного типа (Афар). Толеитовые базальты типа MORB устанавливаются только в осевой части раздвига вдоль оси Красного моря. По-видимому, подобный тип эволюции магматиз­ма связан с прогрессивным плавлением астеносферного плюма и его постепенным обеднением легкоплавкими компонентами.

Если отмеченные выше вариации составов отражают общие тенденции в развитии рифтового магматизма во времени и прост­ранстве, то характер эволюции локальных магматических источни­ков наиболее ярко проявляется в строении дифференцированных магматических серий, обычно связанных с вулканами централь­ного типа. Общая последовательность изменения составов в таких

12. Магматические ассоциации

вулканах обычно сводится к смене ранних основных пород более по­здними кислыми. Например, в Эфиопском рифте, в хребте Эрта-Але и вулканическом центре Война проявлена последовательность: уме-реннощелочной базальт—умереннощелочной ферробазальт-муджи-ерит-трахит-комендит-пантеллерит, причем распространенность пород уменьшается в той же последовательности.

Для Главной Эфиопской рифтовой зоны более типичны умерен-нощелочные базальт—пантеллерит-комендитовые вулканиты, в со­ставе которых промежуточные породы (муджиериты, бенмореиты, трахиты) хотя и присутствуют между более ранними умеренноще-лочными оливиновыми базальтами и поздними пантеллеритами, но развиты очень ограниченно; в связи с этим ассоциация становит­ся отчетливо бимодальной. Подобным же строением характеризу­ются вулканы Кенийского рифта, извергавшие щелочные базальто-иды и трахиты. Заключительными дифференциатами в них являются небольшие штоки комендитов.

Иной тренд дифференциации наблюдается в вулканических центрах, сложенных щелочными породами с карбонатитами. Они известны в Рейнском грабене, но наиболее широко проявлены в Кенийском рифте. На стадии формирования главного вулканиче­ского конуса этих вулканов преобладают излияния нефелинитов и фонолитов, сопровождаемые агломератами и туфами того же со­става. На заключительных стадиях формируются потоки нефелини­тов, карбонатитов (вулкан Олдоиньо-Ленгаи), а также карбонати-товые аггломераты, туфы и пеплы.

Многие умереннощелочные базальты и нефелиниты континен­тальных рифтов и горячих точек содержат ксенолиты мантийного вещества, главным образом шпинелевых, реже гранатовых лерцо-литов и вебстеритов, по-видимому, представляющих собой фраг­менты астеносферного вещества.

Судя по данным сейсмической томографии, под рифтовыми впадинами расположена зона разуплотненной мантии (астеносфер-ная подушка), мощностью до 200-250 км, а ниже 300 км мантия под этими регионами относительно более холодная. Малоглубинной оказалась также астеносферная мантия под большей частью Крас-номорского рифта, за исключением его южного окончания, примы­кающего к тройному сочленению с Восточно-Африканским и Аден­ским рифтами. В этом месте корни магматических систем прослеживаются на глубину более 400 км.

Часть II. Магматические горные породы (петрография)

12.4.2. Внутриплитный магматизм океанов

Океанические зоны спрединга, особенно в Атлантическом и Ин­дийском океанах, нередко осложняются вулканическими острова­ми, расположенными либо на осях срединно-океанических хребтов либо на их флангах или склонах (см. рис. 12.2). Намечается зависи­мость характера магматизма от его приуроченности к главным мор-фоструктурам дна океана. Так, острова, расположенные на осях сре­динно-океанических хребтов (Исландия, Вознесения, Буве), образованы породами преимущественно толеитовой серии (ба-зальт-исландит-риолитовая ассоциация), тогда как острова на скло­нах хребтов (Св.Елены, Азорские, Тристан-да-Кунья, Гоф) пред­ставлены породами преимущественно K-Na умеренно-и высокощелочной серий, в том числе щелочной базальт-трахит-трахириолитовой, комендит-пантеллеритовой, фонолитовой, ще-лочно-трахитовой ассоциациями. Умереннощелочные базальты островов на срединно-океанических хребтах по сравнению с толе-итами MORB имеют более низкие содержания SiO₂, обогащены железом и титаном, а также щелочными металлами, особенно на­трием. Эти базальты обогащены также несовместимыми литофиль-ными элементами-примесями: Ва, Nb, Sr, Rb, Zr, легкими РЗЭ.

Особый интерес представляет Исландия, расположенная на своде Срединно-Атлантического хребта и отличающаяся самой вы­сокой продуктивностью вулканизма на Земле. Остров сложен вул­канитами, которые формировались, по крайней мере, с миоцена (16 млн лет). Около 80% их объема представлено базальтами, глав­ным образом, толеитовыми; примерно 15% приходится на риодаци-ты и риолиты и около 5% — на своеобразные высокожелезистые ан­дезиты — исландиты. Вулканические породы третичного возраста (главным образом, это платобазальты) распространены на востоке и северо-западе острова и занимают около 35-40% его площади (200 000 км²). Мощность разреза варьирует от 3 до 12 км. Излияния базальтов происходили из трещинных и щитовых вулканов. Толщи базальтов интрудированы дайками и силлами долеритов, которые особенно многочислены на востоке Исландии. Дайки, более распро­страненные, чем силлы, протягиваются в виде поясов шириной 3-5 км и длиной до 40 км.

Четвертичные вулканы с возрастом <0.7 млн лет сосредоточены в рифтовых зонах северо-восточного простирания (рис. 12.16). В цен­тральном рифте, который служит продолжением осевого Срединно-

Рис. 12.16. Зоны четвертичного вулканизма Исландии, по СП. Якобссону, 1972 г.

1 — оливиновые толеиты, 2— кварцевые толеиты, 3— переходные (умереннощелоч-ные) базальты, 4 — щелочные оливиновые базальты

Атлантического хребта, преобладают оливиновые толеиты. В краевых рифтовых зонах, расположенных северо-западнее и юго-восточнее, появляются щелочные оливиновые базальты. С четвертичными ба­зальтами ассоциируют кислые вулканиты и исландиты. Некоторые вулканические извержения происходили подо льдом. Затвердева­ние расплавов при воздействии на них образованной при таянии льда воды вело к формированию подушечных лав и гиалокластитов.

Базальты Исландии, как и других островов в океанах, заметно отличаются от базальтов океанского дна более высокими содержа­ниями Ti, Fe, К (см. табл. 12.1) и ряда литофильных элементов-примесей (табл. 12.5). По мере движения вдоль осевой рифтовой зо­ны к океану базальты постепенно приближаются по составу к N-MORB.

Внутриплитный магматизм проявлен также на вулканических островах и подводных возвышенностях, расположенных на значи­тельном удалении от срединно-океанических хребтов и островных

Часть II. Магматические горные породы (петрография)

Таблица 12.5. Средние содержания литофильных элементов-примесей (г/т)

Дата добавления: 2015-06-30; просмотров: 421; Нарушение авторских прав

Мы поможем в написании ваших работ!