Заглавная страница Избранные статьи Случайная статья Познавательные статьи Новые добавления Обратная связь FAQ Написать работу КАТЕГОРИИ: АрхеологияБиология Генетика География Информатика История Логика Маркетинг Математика Менеджмент Механика Педагогика Религия Социология Технологии Физика Философия Финансы Химия Экология ТОП 10 на сайте Приготовление дезинфицирующих растворов различной концентрацииТехника нижней прямой подачи мяча. Франко-прусская война (причины и последствия) Организация работы процедурного кабинета Смысловое и механическое запоминание, их место и роль в усвоении знаний Коммуникативные барьеры и пути их преодоления Обработка изделий медицинского назначения многократного применения Образцы текста публицистического стиля Четыре типа изменения баланса Задачи с ответами для Всероссийской олимпиады по праву Мы поможем в написании ваших работ! ЗНАЕТЕ ЛИ ВЫ?
Влияние общества на человека
Приготовление дезинфицирующих растворов различной концентрации Практические работы по географии для 6 класса Организация работы процедурного кабинета Изменения в неживой природе осенью Уборка процедурного кабинета Сольфеджио. Все правила по сольфеджио Балочные системы. Определение реакций опор и моментов защемления |
Современный магматизм на границах литосферных плитСодержание книги
Поиск на нашем сайте
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 островных дуг. 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. По О.Н. Волынцу и др., 1987 г.
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,
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.
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: 1102; 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 - 18.119.167.189 (0.016 с.) |