Современный магматизм на границах литосферных плит 





Мы поможем в написании ваших работ!



ЗНАЕТЕ ЛИ ВЫ?

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. %

 

Оксид
SiO2 51.7 51.1 51.4 50.0 50.2 50.8 48.5 50.1
TiO2 0.99 0.62 0.88 1.40 1.50 1.90 2.10 2.50
А1O3 16.3 17.6 18.5 15.8 16.5 14.7 14.7 14.1
FеОобш 10.1 9.7 10.1 10.4 9.6 12.6 12.4 11.4
MgO 8.4 7.4 5.2 7.9 7.2 6.1 7.4 8.5
CaO 8.5 10.2 10.8 11.4 11.5 10.5 11.8 10.4
Na2O 3.1 2.8 2.4 2.7 2.9 2.6 2.2 2.1
K20 0.5 0.4 0.4 0.2 0.3 0.5 0.4 0.4
P2O5 0.15 0.11 0.14 0.14 0.11 0.20 0.20 0.26

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


Часть II. Магматические горные породы (петрография)

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 — 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.

Рис. 12.4. Главные элементы островной дуги (принципиальная схема). 1 — глубоководный желоб, 2— амагматич-ная дуга, 3— внутридуговой рифт, 4— вул­каническая дута, 5— глубоководная впади­на краевого моря

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.

 

Вулкани- Доля вул-       Вкрапленники, об. %  
ческие канитов,          
породы % Общее ко- Плагио- Оливин Клино- Ортопи- Роговая Биотит Магнетит
    личество клаз   пироксен роксен обманка    
Базальты 28.8 19.6 4.1 4.7 0.4
Андези- 32.5 24.1 1.1 3.5 3.1 _____ 0.6
базальты                  
Пироксе- 22.9 16.1 0.2 2.9 2.6 1.1
новые ан-                  
дезиты                  
Роговооб- 30.8 19.5 0.8 2.6 1.3 4.1 0.9 1.6
манковые                  
андезиты                  
с биоти-                  
том                  

Примечание. Доля вулканитов кислого состава не превышает первых процентов


Часть II. Магматические горные породы (петрография)


Рис. 12.5. Вариации содержаний некоторых петрогенных элементов в островодужных вул­канических сериях на разном удалении от глу­боководного желоба 1,2,3— серии, расположенные на все большем рас­стоянии от желоба

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.

По О.Н. Волынцу и др., 1987 г.

 

 

Оксид Базальты Андезиты Дациты
HK УК BK HK УК BK HK УК BK
SiO2 50.4 50.1 50.3 60.2 60.4 59.8 66.2 66.1 67.6
TiO2 0.9 1.1 1.1 0.8 0.8 0.9 0.5 0.6 0.6
А1O3 18.9 18.1 17.8 17.2 16.7 16.7 15.9 15.7 15.5
Fe2O3 4.1 3.8 4.1 2.7 3.1 3.1 1.8 2.1 1.6
FeO 6.1 5.8 5.7 4.3 3.4 2.7 2.5 2.2 1.4
MnO 0.2 0.2 0.2 0.2 0.2 0.1 0.1 0.1 0.1
MgO 5.6 5.6 5.1 2.3 2.9 2.4 1.3 1.5 0.7
CaO 10.5 9.4 9.7 6.4 6.1 4.5 4.2 3.9 1.9
Na2O 2.3 3.1 2.8 3.8 3.9 4.1 4.4 4.3 4.6
K2O 0.4 1.1 2.1 1.1 1.7 4.1 1.5 2.3 5.1
p2O5 0.1 0.2 0.4 0.2 0.2 0.4 0.1 0.2 0.1

Примечание. HK — низкокалиевая, УК — умереннокалиевая, ВК — высококалиевая (шошонитовая) серии


Часть II. Магматические горные породы (петрография)


фибола и слюды заметно возрастает, что указывает на увеличение содержания воды в исходных расплавах.

Низкокалиевую и высокожелезистую островодужную вулканиче­скую серию обычно называют толеитовой и противопоставляют из-вестково-щелочной серии, которая отличается более высокими, но все же умеренными содержаниями калия, меньшим количеством каль­ция и меньшей железистостью. Такая терминология не очень удач­на и приводит к путанице понятий, поскольку толеитовые (гиперстен-нормативные) базальты входят в состав обеих серий. Высококалиевые умереннощелочные породы объединяются в шошонитовую серию; ло­кально развита высококалиевая серия лейцитовых тефритов и фоно-литов, относящихся к высокощелочному петрохимическому ряду.

Среди островодужных вулканитов по объему преобладают по­роды низкокалиевой серии. Согласно оценке П.Якеша и А.Уайта (1971 г.), на них приходится около 85% объема островодужных вул­канических комплексов. Умереннокалиевые вулканиты составля­ют около 12.5%, а высококалиевые породы — всего 2.5%.

Установлена положительная корреляция между уровнем содер­жаний калия в вулканических породах, с одной стороны, глуби­ной залегания сейсмофокальной зоны и мощностью земной коры,

Рис. 12.6. Корреляция между содержанием калия в андезитах (60 мас. % SiO2) и глуби­ной залегания сейсмофокальной зоны (Н) для различных островных дуг, по Д.Р. Нильсон и Р.Е. Стойберу, 1973 г. / — Ява, 2 — Алеутская дуга, 3 — Центральная Америка, 4— Курило-Камчатская дуга, 5— Рю-кю, 6— Хонсю-Хоккайдо, 7— Идзу-Бонинская дуга; А — общая регрессия

с другой. Следует иметь в виду, что речь идет лишь об общей статисти­ческой тенденции. На разных островных дугах вулканические серии с одинаковым уровнем содержаний калия фор­мируются в ареалах с раз­ной глубиной залегания сейсмофокальной зоны (рис. 12.6). Содержания калия нередко меняются не только вкрест прости­рания островной дуги, но и вдоль нее. Напри­мер, в Малой Антиль­ской дуге содержания ка­лия в одинаковых по кремнекислотности по-


12. Магматические ассоциации


       
   
 
 

родах возрастают с севера на юг (рис. 12.7). Пространст­венные вариации содержа­ний калия коррелируются с распределением многих элементов-примесей. В ча­стности, обогащение пород калием сопровождается рос­том содержаний Rb, Ba, La, Се, U,Th.

Рис. 12.7. Продольная геохимическая зональность вулканических пород Малой Антильской островной дуги, по Р.Дж. Аркулусу и Р.У. Джонсону, 1978 г. /— низкокалиевые, 2— умереннокалиевые, 3— высококалиевые серии

Современные островные дуги возникли в конце оли-гоцена—начале миоцена на разнородном фундаменте. Основанием энсиалических островных дуг служат блоки континентальной земной ко­ры с широким развитием бо­лее древних метаморфичес­ких пород и гранитоидов, а энсиматические дуги под­стилаются мафическими по­родами океанской коры. В обеих тектонических об-становках островодужный комплекс включает терри-генные флишоидные толщи, карбонатные осадки, молассовые на­копления и большие объемы вулканических пород. В энсиаличес­ких дугах обычно отсутствуют вулканиты толеитовой серии, а также породы бонинитовой ассоциации. В энсиматических дугах редки высококалиевые андезиты и шошониты, а также отсутствуют высо­кощелочные серии.

Как в энсиалических, так и в энсиматических островных дугах могут быть выделены ранние и поздние вулканические ассоциа­ции. Первые из них имеют палеогеновый и неогеновый возраст (до раннего плиоцена включительно) и формировались преимущест­венно в подводных условиях одновременно с накоплением флишо-идных терригенных толщ, а вторые имеют позднеплиоценовый и четвертичный возраст и продолжают формироваться поныне; они представлены главным образом продуктами наземного вулка-


Часть II. Магматические горные породы (петрография)

низма (вулканы на островах). Следует отметить, что палеогеография островных дуг в раннем кайнозое существенно отличалась от совре­менной. В частности, глубоководные желоба находились в то вре­мя в других местах или вообще отсутствовали. Современные жело­ба являются весьма юными структурами и тектонически сопряжены с зонами современного вулканизма.

Ранние вулканические ассоциации распространены на подвод­ных склонах современных глубоководных желобов и на прилегаю­щих островах. Подводные вулканиты находятся в сложных фациаль-ных соотношениях с осадочными породами. Широко развиты лавокластиты и туффиты. Многие вулканические и осадочные по­роды формировались в мелководных условиях. Отдельные вулкани­ческие центры возвышались над уровнем моря так, что часть вул­канитов, особенно кислых, была образована на суше.

В результате взаимодействия вулканических пород с нагретыми морскими водами первичный плагиоклаз и цветные минералы за­мещаются альбитом, серицитом, хлоритом и другими вторичными минералами, что придает вулканитам и вулканокластитам ранних ассоциаций зеленоватый облик. Примером может служить толща так называемых зеленых туфов Японии, развитых на острове Хон­сю и имеющих олигоценовый—среднемиоценовый возраст.

Среди подводных вулканитов ранних островодужных ассоциа­ций кроме базальтов, андезитов, дацитов и риолитов встречаются и бониниты. Они обнаружены на островах, примыкающих к жело­бам, а также подняты при драгировании со склонов желобов. В ти­хоокеанских островных дугах бониниты имеют палеогеновый воз­раст. Бонинитовая ассоциация типична именно для островных дуг и не встречается ни в какой другой тектонической обстановке.

Поздние ассоциации современных островных дуг представлены продуктами позднеплиоценового-четвертичного вулканизма, аре­алы которого часто (но не всегда) смещены в сторону континента по сравнению с зонами ранней вулканической деятельности. Поздние ассоциации состоят из лав и пирокластических пород, образующих как крупные стратовулканы, которые возвышаются на несколько ки­лометров над уровнем моря, так и небольшие вулканические кону­сы. Лавы имеют преимущественно базальтовый, андезибазальто-выи и андезитовый состав. Среди кислых пород преобладают вулканокластические накопления, заполняющие кальдеры.

Островные дуги в целом и их сегменты эволюционируют во вре­мени и находятся на разных стадиях тектономагматической «зрело-


12. Магматические ассоциации

сти», которая определяется типом фундамента, набором магматиче­ских ассоциаций и последовательностью их формирования. К юным дугам относятся внутриокеанские дуги (Марианская, Тонга-Кер-мадекская, Южно-Сандвичева), имеющие малую мощность зем­ной коры, лишенную гранитно-метаморфического слоя. Для этих дуг характерны базальтовая (преимущественно островодужные толеи-ты), базальт-андезитовая, базальт-плагиориолитовая, базальт-ан-дезит-риолитовая, а также бонинитовая ассоциации.

К развитым дугам принадлежат преимущественно окраинно-океанские дуги с более мощной (30-40 км) корой, отдельные уча­стки которой имеют субконтинентальный и континентальный ти­пы строения (Курильско-Камчатская, Алеутская дуги). Среди магматических образований преобладают породы известково-ще-лочной серии, преимущественно андезиты и дациты, расположен­ные стратиграфически выше пород начальной толеитовой серии, аналогичных развитым в юных дугах. Интрузивные образования представлены диорит-гранитной, габбро-долеритовой и габброгра-нитной ассоциациями (Алеутская дуга). Для развитых дуг, помимо известково-щелочной серии, характерна также шошонитовая ассо­циация. Образование последней нередко связывается с существо­ванием уже имевшегося или новообразованного гранитно-мета­морфического слоя коры, оказывавшего существенное влияние на состав мантийных магм. Их интрузивными аналогами являются разнообразные монцониты и сиениты.

Зрелые дуги — это крупные, нередко полициклически развивав­шиеся системы, обладающие мощной континентальной корой, сформированной в ходе предыдущих этапов геологической дея­тельности и отчлененной от материка в результате задугового спре-динга (Япония, Филиппины, Индонезия).

В зрелых островных дугах известны породы всех магматических серий, объемные соотношения которых значительно варьируют. Среди магматических образований преобладают породы известко­во-щелочной серии. При этом существенно возрастает значение плутонических ассоциаций тоналит-гранодиорит-гранитного соста­ва и средних пород повышенной щелочности: сиенитов, монцо-нитов и комагматичных им эффузивных образований, кислых чле­нов шошонитовой серии, а также вулканитов калиевой щелочной серии, в частности, низкотитанистых лампроитов.

Магматизм активных континентальных окраин.Типичным при­мером магматизма активных континентальных окраин являются


Часть II. Магматические горные породы (петрография)

ассоциации Анд, вытянутых вдоль западного побережья Южной Америки. Континентальное основание Анд формировалось в ре­зультате тектонических и магматических процессов, происходивших на протяжении всего фанерозоя. В Кордильерах Колумбии и Эква­дора основание сложено комплексами домезозойских и мезозойских изверженных пород, а в центральной части Анд в его строении уча­ствуют докембрийские и герцинские комплексы. Фундамент Юж­ных Анд образован мезокайнозойскими складчатыми комплекса­ми. Магматические породы кайнозоя представлены как эффузивной, так и интрузивной фациями.

Как и в островных дугах, здесь наблюдается отчетливая геохи­мическая зональность вкрест простирания вулканического пояса, обусловленная в первую очередь ростом содержания К2О по мере удаления от глубоководного желоба в сторону континента. Обога­щение изверженных пород калием коррелируется с глубиной зале­гания сейсмофокальной зоны. Оно определяет смену известково-щелочных вулканитов (преимущественно андезитов и риолитов) породами шошонит—латитовой ассоциации. В самом тылу разви­ты разнообразные базальты.

Плутонические породы позднего кайнозоя участвуют в строении крупных батолитов, формирование которых началось еще в позд­нем палеозое. Одним из наиболее крупных является Прибрежный батолит Перу и Чили, на долю которого приходится около '/3 общей площади выходов всех магматических пород. Его формирование происходило в три главных этапа, соответствующих по времени юре, мелу и кайнозою. В пределах батолита кайнозойские плутоны расположены на наибольшем удалении от Тихого океана. Среди них преобладают диориты, гранодиориты и тоналиты; в подчинен­ном количестве встречаются габбронориты.

Продольные вариации составов изверженных пород в значитель­ной степени определяются строением фундамента. В пределах тер­риторий с преимущественно базитовым мезозойским складчатым основанием (Северные и Южные Анды, южная часть Централь­ной Америки, Береговой хребет Северной Америки) широко рас­пространены основные и средние породы; на участках с более древ­ним сиалическим основанием (Центральные Анды, Гватемала, Сальвадор) преобладают кислые породы.

Задуговые впадины,как правило, залитые краевыми морями, яв­ляются характерным элементом деструктивных обстановок. Это об­ласти задугового спрединга, где так же, как и в СОХ, может проис-


12. Магматические ассоциации

ходить новообразование океанической коры. В отличие от СОХ здесь более обычна сетка из множества осей (рассеянный спрединг).

Земная кора задуговых морей обычно имеет сложное строение. В большинстве случаев наблюдаются как фрагменты утоненной (20-30 км) коры континентального типа, так и участки новообра­зованной коры океанического типа. Масштабы развития последней варьируют от сравнительно небольших участков (Курильская кот­ловина в Охотском море, трог Окинава в Южно-Китайском) до примерно половины площади Японского и Берингова морей и поч­ти всей площади задуговых морей Западного Средиземноморья и Филиппинского моря. Выделяется два типа задуговых морей: эн-симатические, заложенные на коре океанического типа (Филиппин­ское море, впадина Лау), и энсиалические, образованные на коре континентального типа (Охотское и Японское моря).

Характер базальтового магматизма задуговых морей в целом аналогичен океанскому: в пределах глубоководных участков ложа развиты преимущественно MORB, на которые «насажены» вулка­нические острова и подводные горы, образованные титанистыми то-леитами и щелочными оливиновыми базальтами, типичными для внутриплитного магматизма (например, подводный вулкан Вави­лова в Тирренском море).

С





Последнее изменение этой страницы: 2016-06-19; просмотров: 601; Нарушение авторского права страницы; Мы поможем в написании вашей работы!

infopedia.su Все материалы представленные на сайте исключительно с целью ознакомления читателями и не преследуют коммерческих целей или нарушение авторских прав. Обратная связь - 54.158.251.104 (0.016 с.)