Главная страница Случайная лекция Мы поможем в написании ваших работ! Порталы: БиологияВойнаГеографияИнформатикаИскусствоИсторияКультураЛингвистикаМатематикаМедицинаОхрана трудаПолитикаПравоПсихологияРелигияТехникаФизикаФилософияЭкономика Мы поможем в написании ваших работ! |
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 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! |