Анорогенный магматизм фанерозоя как палеоаналог внутриплитного магматизма

Если магматизм фанерозойских складчатых областей является древним аналогом магматизма активных границ плит в кайнозое, то анорогенный магматизм представляет собой аналог внутриплит­ного магматизма этого времени. К числу типичных проявлений кон­тинентального магматизма анорогенных областей относятся ареалы, связанные с развитием палеорифтовых структур, широко распрост­раненных на территориях древних платформ. Они достаточно хоро­шо идентифицируются, и в их трактовке особенных сомнений не возникает. Огромные поля континентальных базальтов — траппов, которые практически не имеют аналогов в позднем кайнозое, могут быть сопоставлены с обширными подводными плато на океаниче­ском дне. Более глубинными образованиями являются расслоен­ные интрузивы основного и ультраосновного составов, приурочен­ные к стабильным участкам континентальной земной коры — древним кратонам, областям завершенной складчатости и устой­чивым блокам в складчатых поясах. К числу анорогенных комплек­сов континентов относятся также крупные щелочные провинции, развитые преимущественно на древних платформах.

12.5.1. Магматизм палеорифтов

Наиболее изученными примерами палеорифтов являются де­вонская Днепровско-Донецкая впадина, разделяющая Украин­ский щит и Воронежский выступ кристаллического фундамента

12. Магматические ассоциации

Русской плиты и пермский грабен Осло в западной части Балтий­ского щита. Днепровско-Донецкий палеорифт представляет собой длинную (до 900 км при ширине 100-200 км) депрессию северо-за­падного простирания. Заложение этой структуры относится к по­зднему докембрию. Образования этого времени представлены дай­ками диабазов с возрастом 566 млн лет, синхронными по времени трапповому магматизму юго-западной части Восточно-Европей­ской платформы. Однако главный этап развития связан с девоном. Среди девонских магматических пород Днепровско-Донецкого па-леорифта выделяются следующие ассоциации: базальт-долеритовая, трахибазальт-трахиандезит-трахириолитовая, ассоциации мелане-фелинитов, щелочных ультрамафитов, габброидов, карбонатитов и щелочных базальтоидов и фонолитов. Как и во многих континен­тальных рифтах, наиболее щелочные разновидности пород харак­терны для начальных этапов развития рифтовой зоны.

Геологическая история грабена Осло началась в самом конце карбона или начале перми с погружения крупного блока земной ко­ры. На следующем этапе произошли извержения щелочных пикри-тов, оливиновых нефелинитов, мелилититов, тефритов, лейцититов. По направлению на северо-восток начинают преобладать умерен-нощелочные оливиновые базальты, гавайиты, муджиериты, тра-хибазальты, и в районе Осло извергались толеитовые базальты. В целом здесь развиты те же типы изверженных пород, что и в Дне-провско-Донецком палеорифте. Однако в отличие от последнего на следующих этапах развития рифта Осло преобладали трахианде-зиты, которые распространены на всей территории рифта, а также были внедрены крупные плутоны монцонитов-мариуполитов и си­енитов — щелочных гранитов.

12.5.2.Континентальные покровные базальты (траппы)

Термин трапп — старое шведское название основных магмати­ческих пород, которые слагают обширные покровы и образуют ха­рактерные ступенчатые формы рельефа. Трапповая ассоциация объединяет колоссальные объемы вулканических, вулканокласти-ческих и интрузивных пород преимущественно основного состава, развитых на платформах, особенно древних. Ареалы траппового магматизма занимают площади в сотни тысяч и миллионы квадрат­ных километров, а суммарная вертикальная мощность вулканиче­ских покровов и интрузивных залежей достигает нескольких кило-

Часть II. Магматические горные породы (петрография)

метров, так что общий объем магматического материала в самых крупных провинциях составляет миллионы кубических километров. Самые древние из известных траппов были сформированы в про­терозое около 2 млрд лет назад, а максимум развития траппового магматизма приходится на мезокайнозой. В конце перми и триасе трапповые ассоциации формировались на Сибирской, Южно-Ки­тайской платформах и на западе Африки. В позднем триасе и юре возникла трапповая провинция Карру в Южной Африке, а в позд­ней юре и мелу — траппы Южной Америки, Восточной Антаркти­ды и Австралии. Траппы Деканского плато в Индии имеют поздне-меловой-эоценовый возраст. В это же время трапповый магматизм был проявлен в Брито-Арктической провинции. Миоценовые трап­пы известны на Колумбийском плато на западе США, на запад­ном побережье Антарктиды и в Восточной Африке.

Среди вулканических пород всех этих провинций преобладают гиперстеннормативные оливиновые и кварцевые толеитовые ба­зальты, которые ассоциируют с нефелиннорматиными щелочными породами, занимающими значительно меньший объем. Содержа­ние MgO в толеитовых базальтах обычно не превышает 6—7 мас.% (см. табл. 12.1). Главными минералами в них являются плагиоклаз и клинопироксен, к которым добавляется некоторое количество оливина. В значительно меньшем количестве встречаются высо­комагнезиальные пикриты и пикробазальты, богатые оливином. По уровню содержаний Na₂O + К₂О большая часть базальтов отно­сится к низкощелочному ряду. Умереннощелочные базальты и вы­сокощелочные вулканиты (нефелиниты, тефриты) имеют второ­степенное значение. Они в относительно небольшом количестве появляются главным образом в нижних и верхних частях разреза и часто являются самыми магнезиальными. Таким образом, общая последовательность формирования вулканических пород траппо-вой ассоциации обнаруживает цикличность: сначала появляются не­большие объемы щелочных пород, богатых магнием, затем главный объем низкощелочных и низкомагнезиальных толеитовых базаль­тов и, наконец, небольшое количество поздних пород повышенной щелочности и магнезиальности.

В некоторых провинциях в состав трапповой ассоциации, кро­ме базальтов, входят и кислые вулканиты. Контрастная ассоциация базальтов и риолитов характерна, например, для кайнозойского платформенного вулканизма Эфиопии и сопредельных террито­рий. Раннемеловые вулканические породы, образующие трапповую

12. Магматические ассоциации

ассоциацию в бассейне р. Парана в Бразилии, представлены как преобладающими по объему толеитовыми базальтами, так и риода-цитами-риолитами. Хотя кислые породы занимают не более 10% общего объема изверженного материала, площадь их выходов со­ставляет около 150 000 км².

Интрузивные породы трапповой ассоциации имеют такой же хи­мический и минеральный составы, что и комагматичные вулкани­ты. Преобладают долериты и габбро-долериты разной зернистости с офитовыми структурами. Интрузивы залегают главным образом среди слоистых осадочных толщ, подстилающих лавовый комплекс, частично проникая и в нижнюю часть вулканогенного разреза. Ин­трузивные тела имеют форму пластовых залежей мощностью от не­скольких метров до 300—500 м, которые часто простираются на многие километры, будучи приуроченными к стратиграфическим контактам и поверхностям несогласий. Вдоль трещин и разрывов вытянуты крутопадающие дайки. Верхние кромки интрузивных тел в момент внедрения были расположены на глубине от сотен метров до 1—2 км от палеоповерхности.

В современном рельефе трапповые провинции образуют об­ширные плоскогорья. Покровы прочных базальтов и пластовые за­лежи долеритов, которые переслаиваются с более рыхлыми туфами и осадочными породами, выступают на склонах долин и останцо-вых холмов в виде ступеней гигантской лестницы, что и отражено в термине трапп. Вулканиты трапповой ассоциации часто называ­ют платобазальтами, подчеркивая этим их залегание в виде об­ширных пологих покровов. Поскольку базальты заливали огромные площади, в английской литературе их обозначают термином flood basalts.

О масштабах траппового вулканизма можно судить на примере хорошо изученных базальтов Колумбийского плато на западе США. Согласно материалам П.Р.Хупера, Д.А.Свенсона и других американ­ских исследователей, базальты этого плато занимают 200 000 км²; суммарная мощность потоков составляет около 1 км. Вулканичес­кая деятельность продолжалась 11 млн лет и была особенно интен­сивной в течение первых 3.5 млн лет. За это время возникли 120— 150 лавовых потоков. Один из самых крупных потоков Роза площа­дью 40 000 км² и общим объемом 1500 км³ распространился более, чем на 300 км от подводящего канала. Фронтальная часть потока двигалась в виде вала высотой около 30 м и шириной более 100 км со скоростью 5 км/ч. Лава была нагрета до 1100ºС. Протяженность

Часть II. Магматические горные породы (петрография)

потока Помона оценивается в 550 км, а фронтальные части потоков в районе Гранде-Ронде удалены от подводящих каналов на еще большее расстояние.

Излияния носили трещинный характер. Подводящие каналы местами залечены дайками средней мощностью около 8 м. Лавы по­тока Роза извергались из сближенных трещин, образующих пояс шириной 5 км и длиной 200 км. В этом поясе откартированы око­ло 20 подводящих трещин. По каждой из них лава поднималась к поверхности только один раз. Вблизи подводящих каналов сохра­нились образования, характерные для лавовых фонтанов, вспенен­ные шлаки, пемзы, агглютинаты.

Установлено, что формирование других крупных трапповых провинций также происходило весьма бурно, быстро (1-3 млн лет) и по времени нередко совпадало с эпохами вымирания фауны, на­пример, на рубежах мела и палеогена (траппы Декана в Индии) или перми и триаса (Сибирская платформа).

Рис. 12.17. Раннемезозойская реконструкция су­перконтинента Гондвана и распределение траппо­вых провинций, по К.Коксу

Развитие траппового магматизма на суше в ряде случаев непо­средственно предшествовало раскрытию океанов. В качестве при­меров обычно приводят позднеюрские-раннемеловые траппы бас­сейна р. Парана в Южной Америке и траппы Этендека в Южной Африке; они рассматриваются как фрагменты единого поля, даль­нейшее развитие которого привело к раскрытию Южной Атланти­ки (рис. 12.17). Вслед за накопле­нием верхнемело­вых траппов Де­кана произошла фрагментация континента Гонд-ваны и началось раскрытие Ин­дийского океана. В других регио­нах, например, в Восточной Си­бири до океани­ческой стадии де­ло не дошло. Однако в верхней части разреза си-

12. Магматические ассоциации

бирских траппов описаны низкокалиевые базальты и долериты, геохимически почти не отличимые от океанских. Аналогичные по­роды отмечены и в верхах деканских траппов.

На Сибирской платформе известны протерозойские (1.6-1.5 млрд лет), палеозойские (девонские) и позднепалеозой-ские-раннемезозойские (пермские-триасовые) траппы. Последние представляют собой крупнейшую в мире провинцию траппового магматизма (рис. 12.18). Ее первоначальные размеры достигали 1.5 млн км² при средней мощности вулканического разреза около 1 км. Считается, что траппы формировались в поздней перми и ран­нем триасе в интервале 254-220 млн лет. Однако, согласно более точным изотопно-геохрологическим данным, формирование трап­пов происходило на границе перми и триаса в течение всего 1-2 млн лет, со средней производительностью магматических систем около 1.3 км³ в год.

Траппы занимают почти всю западную часть Сибирской плат­формы, стабилизированной к концу докембрия. Как и в случае рифтов, магматическим извержениям предшествовал подъем тер­ритории. Основание платформенного чехла образовано раннепале-озойскими морскими осадочными породами, которые перекрыва­ются девонскими известковистыми и доломитовыми мергелями, сульфатными эвапоритами и нижнекарбоновыми мелководными известняками. На них с угловым несогласием ложатся среднекар-боновые—нижнепермские прибрежно-морские и континенталь­ные отложения, включая угленосные формации. Вся эта последо­вательность перекрывается позднепермскими-раннетриасовыми траппами, которые образованы преимущественно толеитовыми ба­зальтами и пикробазальтами с подчиненным количеством субще-лочньгх и щелочных разновидностей. Одновременно формирова­лись пластовые и дайкообразные интрузивные тела, сложенные долеритами и габбро-долеритами. На контактах интрузивов с угле­носными вмещающими породами иногда возникали линзы и непра­вильной формы обособления самородного железа, обнаруженные, например, в бассейне р. Курейки. Появление самородного железа связано с реакциями восстановления с участием углерода.

Наиболее полный разрез траппов наблюдается в северо-западной части Сибирской платформы в районе Норильска. Вулканические образования здесь представляют собой стратифицированную толщу, сложенную базальтовыми покровами и горизонтами туфов общей мощностью около 3.7 км. Одновременно с лавами формировалось

Часть II. Магматические горные породы (петрография)

Рис. 12.18. Размещение пермо-триасовых траппов Сибирской платформы, по ВЛ.Масайтису.

1 — выступы кристаллического фундамента; протерозой: 2— базальт-риолитовые ас­социации, 3 — траппы, 4 —агпаитовые нефелиновые сиениты; поздний протеро­зой—ранний кембрий: 5— траппы (а — интрузивы, б— вулканиты), <5 — ассоциация ультраосновных—щелочных пород (интрузивы центрального типа); средний палеозой: 7— траппы (а — интрузивы, б— вулканиты), 8— трахибазальтовая ассоциация, 9— ассоциация ультраосновных-щелочных пород (а — интрузивы центрального типа, б— кимберлиты); поздний палеозой—ранний триас: 10— траппы (а — интрузивы, б — вулканиты, в — вулканогенно-осадочные породы), 11 — трахибазальтовая ассоци­ация, 12 — ассоциация ультраосновных-щелочных пород (а — интрузивы цент­рального типа, б— вулканиты, в — кимберлиты); поздний мезозой: 13— гранитоиды и сиениты (а), вулканиты кислого и среднего состава (5), 14— щелочные габброи-ды и щелочные сиениты (а), щелочные базальтоиды (б) и кимберлиты (в)

12. Магматические ассоциации

большое количество силлоподобных интрузивов, причем с двумя из них — Норильским и Талнахским — связаны крупнейшие в ми­ре месторождения сульфидных Cu-Ni руд с платиноидами.

Рудоносные интрузивы представляют собой дифференцирован­ные сложно построенные ветвящиеся тела. Они имеют линзовидную (или корытообразную) в поперечном сечении форму с крутыми бор­тами и максимальными мощностями (до 200-300 м) на прогнутых участках (рис. 12.19). Обычно интрузивы залегают почти согласно

Рис. 12.19. Схематический геологический разрез интрузива Норильск-1, по А.В.Тарасову

1 — эруптивная брекчия; 2 — лейкократовый габбро-долерит; 3 — габбро-диорит; 4—8 — габбро-долериты: 4— контактовые, 5— пятнистые, 6— оливиновые, 7— оли­вин -биотитовые, 8— пикритоидные; 9— геологические границы (а — прослежен­ные, б— предполагаемые); сульфидные руды: 10— массивные, 11 — вкрапленные; 12 — пермо-триасовая вулканогенная толща; 13 — отложения тунгусской серии (карбон-пермь)

с вмещающими породами или пересекают их под острым углом. Наблюдается широкое развитие эруптивных брекчий и мощных (до 300-400 м) околоинтрузивных экзоконтактовых ореолов.

Интрузивы обладают четко выраженной расслоенностью и трех­членным строением. В их верхней части развиты безоливиновые, вплоть до кварцсодержащих, долериты, ниже залегают оливиновые

Часть II. Магматические горные породы (петрография)

долериты и оливиновые габбро-долериты; пикритовые габбро-до-лериты образуют нижние кумулятивные горизонты.

Аналогичная ассоциация эффузивных и интрузивных пикритов и базальтов наблюдается в пределах провинции Карру на юге Афри­канского материка. Из интрузивных образований здесь наиболее из­вестны массивы комплекса Инсизва, с которыми, как и в Норильском районе, связаны крупные месторождения сульфидных Cu-Ni руд.

Трапповая провинция Карру охватывает 140 000 км² при мощ­ности вулканического разреза, достигающей 1 км. Главный пик ак­тивности датируется 190 млн лет и связывается с началом раскры­тия Индийского океана. В основании разреза в небольшом количестве встречаются нефелиниты, которые перекрываются вы­сокомагнезиальными базальтами, выше которых располагаются толеитовые базальты, переслаивающиеся с риолитами в верхней части серии.

Как и в рассмотренных примерах, в большинстве случаев эво­люция траппового магматизма идет от K-Na умереннощелочных, а иногда и высокощелочных серий к толеитовым. На ранних стади­ях эволюции трапповых полей родоначальные магмы выплавля­лись из слабодеплетированного, а нередко и обогащенного легко­плавкими компонетами мантийного вещества; степень плавления была при этом невелика. Затем по мере развития процесса степень плавления возрастала, а магматические источники становились все более деплетированными вплоть до уровня, аналогичного источни­кам T-MORB и даже N-MORB. В тех случаях, когда в разрезах мож­но наблюдать продукты завершающей стадии магматического цик­ла, они вновь представлены породами повышенной щелочности, связанными с наиболее глубинными источниками мантийных магм, которые до этого не вовлекались в магмообразование.

12.5.3. Океанические аналоги траппов (подводные плато)

Аналогами континентальных траппов в океанах являются круц-ные подводные вулканические плато (Онтонг-Джава, поднятие Шатского и др.). Они известны во всех океанах и образованы толе-итовыми базальтами, напоминающими исландские. Наиболее изу­ченным примером является крупнейшее раннемеловое плато Он­тонг-Джава в Тихом океане. Оно расположено к северу от Соломоновых островов на глубинах 1.7-2 км, значительно возвы­шаясь над уровнем прилегающих участков дна океана, имеющих

12. Магматические ассоциации

глубины около 4.5 км. Плато занимает площадь более 1.5 млн км² и сходно по размерам с ареалом сибирских траппов. Краевая часть плато выведена на поверхность на о-ве Малаита, где слагающие его породы доступны для прямого наблюдения. Судя по сейсмиче­ским данным, мощность земной коры в пределах плато достигает 40 км, что значительно превышает мощность океанской коры в глубо­ководных впадинах.

Плато образовано очень однородными толеитовыми базальта­ми. Вариации состава лав соответствуют T-MORB и близки к Е-MORB. Судя по данным изотопной геохимии, в их образовании важную роль играли магматические источники типа «горячих то­чек». Однородный состав указывает на быстрое формирование пла­то над поверхностью растекавшейся головной части суперплюма. С этим согласуются и результаты изотопно-геохронологических, па-леомагнитных и геологических исследований, свидетельствующие о том, что основная часть плато была сформирована всего за 3 млн лет в интервале от 121 до 124 млн лет назад с пиком 122 млн лет. За это время излилось около 51-10⁶ км³ базальтовой магмы со ско­ростью от 8 до 22 км³/год, что сопоставимо или превышает средние скорости поступления базальтового расплава при формировании континентальных траппов. О веществе мантийного суперплюма можно судить по ксенолитам гранатовых и шпинелевых лерцоли-тов в дайке альнеитов на о-ве Малаита, которые близки к наиболее глубинным мантийным породам, вынесенным в виде ксенолитов в областях внутриплитного базальтового вулканизма.

Таким образом, трапповые ассоциации не являются специфи­кой только континентальных сегментов земной коры. Они разви­ты и в пределах стабильных участков океанического дна. Как и на континентах, они формируются над крупными астеносферными поднятиями (суперплюмами) за сравнительно небольшое время, исчисляемое первыми миллионами лет.

12.5.4. Провинции щелочных пород континентов

К числу анорогенных комплексов континентов относятся так­же крупные щелочные провинции: Маймеча-Котуйская, Карело-Кольская и др. Они включают крупные интрузивы щелочных пород типа Хибинского и Ловозерского массивов на Кольском полуост­рове, своеобразные концентрически зональные массивы щелоч­ных и ультраосновных пород с карбонатитами, щелочные вулкани-

Часть II. Магматические горные породы (петрография)

ты, а также кимберлиты и высокотитанистые лампроиты. Послед­ние два вида пород занимают небольшие объемы, но чрезвычайно важны для анализа процессов в верхней мантии, фрагменты пород которой они выносят на поверхность в виде обломков.

Типичным примером является Маймеча-Котуйская провинция. Это обширная область развития щелочных пород на севере Сибир­ской платформы западнее Анабарского щита. Здесь откартированы более двадцати плутонов щелочных и ультраосновных пород. Прак­тически все крупные тела приурочены к участкам пересечения суб­широтных и субмеридиональных глубинных разломов. Щелочные породы провинции формировались одновременно с траппами Но­рильского района.

Большинство щелочных—ультраосновных плутонов представля­ет собой цилиндрические, реже воронкообразные вертикальные или крутопадающие тела, имеющие в сечении на уровне эрозион­ного среза округлую или удлиненно-овальную форму и занимающие площадь от первых сотен квадратных метров до первых десятков квадратных километров. Геологическими наблюдениями, бурени­ем и геофизическими работами интрузивные породы прослежены на глубину до 10 км. Установлено, что контакты интрузивных тел с вмещающими породами всегда секущие и часто сопровождаются ороговикованием и фенитизацией.

Плутоны сложены разнообразными породами (от более древних к молодым): 1) дуниты, оливиниты, перидотиты, пироксениты; 2) мельтейгиты, ийолиты, уртиты; 3) нефелиновые сиениты и ще­лочные сиениты; 4) кальцит-магнетит-апатитовые породы с форсте­ритом; 5) кальцитовые, доломитовые, анкеритовые карбонатиты. Масштабы проявления, количественные соотношения и полнота се­рий различны как в разных провинциях, так и в отдельных плуто-нах(рис. 12.20).

В строении ряда тел устанавливается хорошо выраженная кон­центрическая зональность, обусловленная чередованием пород раз­личного состава. В центральных частях расположены дуниты или оливиниты, образующие ядра, окруженные кольцевыми или дуго­образными зонами верлитов, клинопироксенитов, мелилитовых пород, якупирангитов, мельтейгитов-ийолитов, щелочных габбро-идов, сиенит-порфиров и др. Карбонатиты и ассоциирующие с ни­ми апатит-магнетит-форстеритовые породы могут располагаться как в ультрамафитовых ядрах, так и в зоне эндо- и экзоконтакта. Карбонатиты рассматривают как метасоматические или как магма-

12. Магматические

ассоциации

Рис. 12.20. Строение щелочно-ультраосновных плутонов Бор-Урях (а), Кугда (б), Инагли (в), Ковдор (г), Шава (д), Якупиранга (е), по Ю.Р.Васи­льеву

/ — дуниты и перидотиты; 2 — оливиниты; 3— зоны флогопитизации в оливинитах; 4 —клинопироксениты, якупирангиты; 5— мелилитовые породы; 6— уртиты, ий-олиты, мельтейгиты; 7— щелочные сиениты; 8— щелочные габброиды; 9— карбо-натиты; 10— вмещающие породы; 11 — породы контактового метаморфизма и фе-ниты; 12— разрывные нарушения; 13— элементы залегания вмещающих пород

Часть II. Магматические горные породы (петрография)

тические образования. Обнаружение карбонатитовых лав в вулка­не Олдоиньо-Ленгаи в Кенийском рифте и аналогичный магма­тизм других рифтов делают модели магматического происхождения этих пород более вероятными.

Породы, аналогичные наблюдаемым в пределах щелочных-уль­траосновных комплексов: дуниты, оливиниты, верлиты, клинопи-роксениты, мельтейгиты, ийолиты, уртиты и нефелиновые сиени­ты — повсеместно наблюдаются в виде ксенолитов в щелочных лавах и туфах Кенийского рифта. Это может свидетельствовать о тесной связи подобных плутонов со щелочным континенталь­ным вулканизмом.

Ультраосновные вулканиты, пространственно сопряженные с интрузивными щелочными ультраосновными комплексами, по-видимому, близки по составу к родоначальным мантийным рас­плавам, за счет которых произошло все многообразие щелочных по­род. Среди них выделяются меймечиты и щелочные титанистые пикриты, которые одновременно обогащены типичными компо­нентами ультраосновных пород (Сr, Ni) и некогерентными эле­ментами (Rb, Sr, Zr) в количествах, сближающих их со щелочными базальтоидами. Для всех вулканитов характерна обогащенность легкими РЗЭ, а также резкий, но равномерный спад их концентра­ций к тяжелым РЗЭ.

Карело-Кольская щелочная провинция расположена в восточной части Балтийского щита. Она формировалась в среднем—позднем девоне 380—360 млн лет назад. Эта провинция характеризуется ши­роким развитием щелочных пород, начиная от огромных интру­зивов нефелиновых сиенитов Хибинских и Ловозерских Тундр, да­ек и диатрем разнообразных щелочных пикритов, нефелинитов, лампрофиров и щелочных лав, алмазоносных кимберлитов в рай­оне Архангельска до концентрически-зональных конфокальных комплексов ультраосновных и щелочных пород с карбонатитами. В Карело-Кольском регионе известно около 20 подобных комплек­сов, в том числе Ковдор, Лесная Варака, Африканца и др. По стро­ению, последовательности формирования и составу они сходны с однотипными массивами севера Сибири.

Уникальные интрузивы нефелиновых сиенитов Хибинских и Ловозерских Тундр представляют собой расположенные рядом плутоны площадью около 1330 и 650 км² соответственно. Они рас­положены в пределах субширотной грабенообразной структуры, выполненной позднепалеозойской вулканогенно-осадочной тол-

12. Магматические ассоциации

щей, включающей туфы и лавы щелочных пикритов и базальтов, а также трахиандезитов и фонолитовых порфиров. По геофизиче­ским данным, плутоны прослеживаются до глубины 7—8 км.

Хибинский плутон с уникальными месторождениями апатита имеет очень сложное зонально-кольцевое строение, свойственное интрузивам центрального типа. В отличие от него Ловозерский массив (рис. 12.21) представляет собой типичный расслоенный ин­трузив с обособленной краевой зоной и центральной дифференци­рованной серией, которые часто рассматриваются в качестве само­стоятельных интрузивных фаз. Краевая зона образована преимущественно мелко- и среднезернистыми пойкилитовыми не-фелин-содалитовыми сиенитами. Расслоенность в этих породах выражена слабо и в целом конформна контактам. Главный объем Ловозерского интрузива занят породами дифференцированной се­рии. Расслоенность здесь ориентирована под углом к боковым кон­тактам, напоминая аналогичные соотношения в Скергаардском расслоенном плутоне в Гренландии. Ритмичная расслоенность вы­ражается в закономерном чередовании уртитов, фойяитов и луяв-ритов. Минеральный состав этих пород соответствует последова­тельности выделения минералов из фонолитового расплава — родоначальной магмы этого плутона.

Рис. 12.21. Строение приконтактовой зоны Ловозерского плутона, по И.В.Буссен и А.С.Сахарову

1 — вмещающие гнейсы, 2 — нефелин-содалитовые сиениты, 3 — расслоенная се­рия луявритов, фойяитов и уртитов

Часть II. Магматические горные породы (петрография)

12.6. Соотношения между магматическими ассоциациями в пространстве и времени

Согласно современным тектоническим представлениям, эволю­ция земной коры сводится к взаимодействию спрединга и субдук­ции литосферных плит. В зонах спрединга, которыми являются рифтовые зоны срединно-океанических хребтов и задуговые впади­ны, происходит подъем базальтовой магмы и формируется новая океаническая кора. В зонах субдукции по краям океанов базитовая океаническая кора поддвигается под континенты, испытывая час­тичное плавление. Продукты этого плавления наращивают конти­нентальную кору.

Офиолитовая ассоциация первоначально формируется в зонах спрединга, а офиолитовые пояса являются реликтами коры океанов, существовавших в геологическом прошлом. Островодужные магма­тические ассоциации возникают над зонами субдукции как резуль­тат частичного плавления океанических плит, поддвинутых под континенты вдоль наклонных зон Беньоффа. Латеральная геохими­ческая зональность островодужных вулканитов отражает увеличе­ние глубины плавления в сторону континента. В тылу островных дуг возникают локальные зоны спрединга — впадины краевых морей, где изливаются базальты, близкие к океаническим.

Окраинно-континентальные интрузивно-вулканические пояса андийского типа также считаются связанными с зонами субдук­ции, а внутриконтинентальные пояса гималайского типа — с зона­ми коллизии (столкновения) континентов.

Трапповая ассоциация, а также магматические ассоциации ма­лого объема, состоящие из щелочных пород, относятся к внутри-плитному магматизму, который связан с локальными структурами растяжения и маркирует перемещение плит над горячими точками. Сходную природу имеют и вулканические ассоциации на океани­ческих островах.

Итак, с позиции тектоники плит, каждая магматическая ассо­циация характеризует определенную геодинамическую обстановку, а смена одних ассоциаций другими во времени, наблюдаемая на ло­кальных участках, указывает на изменение тектонического режима, связанного с перемещением зон спрединга и субдукции. Например, перекрытие офиолитового комплекса островодужными вулканита­ми рассматривается как признак замыкания древнего океана и воз­никновения в этом месте зоны субдукции. Одновременно где-то

12. Магматические ассоциации

в другом месте должна была появиться новая зона спрединга. Если ранняя островодужная ассоциация сменяется породами более по­здней ассоциации, то можно предполагать перемещение зоны Бе-ньоффа в сторону океана так, что в данном месте область магмооб-разования погрузилась на большую глубину и т.д.

Следует подчеркнуть, что такая интерпретация, привлекающая своей простотой и наглядностью, хотя и принимается большинст­вом исследователей, все же остается гипотезой, не имеющей пока строгого и однозначного геологического и особенно петрологиче­ского обоснования.

До того как идеи тектоники плит получили широкое распрост­ранение, последовательность формирования магматических ассо­циаций и их закономерное размещение в пространстве описывались в терминах учения о геосинклиналях. В основе этого учения, разра­ботанного во второй половине XIX и начале XX веков, лежали пред­ставления о последовательном преобразовании подвижных гео­синклинальных поясов в тектонически устойчивые платформенные области (кратоны). На ранних этапах развития подвижного пояса формируются прогибы (геосинклинали), заполненные мощными толщами осадочных и вулканических пород. Затем геосинклиналь­ные прогибы испытывают деформации сжатия, поднимаются и пре­вращаются в складчатые горные сооружения (орогены). После этого горы подвергаются размыву, и деформированные геосинклиналь­ные комплексы становятся фундаментом платформ, который пере­крывается полого лежащим осадочным чехлом. Активизация тек­тонического режима может приводить к расколам внутри платформенных областей, заложению новых геосинклиналей и по­вторению тектонического мегацикла.

Такая последовательность событий подтверждается огромным историко-геологическим материалом и в основе своей намечена правильно. Тектоника плит утвердилась не потому, что была дока­зана ошибочность учения о геосинклиналях, а благодаря тому, что она пытается объяснить причины эмпирических геологических за­кономерностей, которые были установлены ранее для континентов, и увязать их с процессами, протекающими в океанах. Поскольку фактический материал, касающийся строения континентальных кратонов и подвижных поясов, не претерпел при этом кардиналь­ных изменений, то во многих случаях отказ от геосинклинальной концепции и переход на позиции плейттектоники сводится лишь к замене одной системы терминов другой.

Часть И. Магматические горные породы (петрография)

В таблице 12.6 приведена принципиальная схема последова­тельности формирования фанерозойских магматических ассоциа­ций, которая сформулирована как в терминах учения о геосинкли­налях, так и в терминах тектоники плит. Первая система терминов подчеркивает закономерный характер смены ассоциаций во време­ни, а вторая — возможный механизм и геодинамическую обста­новку их формирования.

Как уже отмечалось в предыдущих разделах, последователь­ность магматических ассоциаций, возникающих на отдельных эта­пах тектономагматического развития, во многих случаях носит цик­лический характер: в начале и конце цикла образуются ассоциации малого объема, состоящие из пород повышенной щелочности, а в середине цикла — ассоциации большого объема с преобладани­ем менее щелочных пород. Продолжительность магматических циклов варьирует от 10—20 до 1—2 млн лет.

Совокупность магматических циклов, сформированных на про­тяжении всей жизни континентального подвижного пояса, образу­ет мегацикл продолжительностью в сотни миллионов лет. Мега-цикл начинается и заканчивается магматическими циклами с преобладанием основных и ультраосновных изверженных пород, которые соответствуют доорогенному и посторогенному этапам (см. табл. 12.6). На промежуточных этапах существенную, а неред­ко и главную роль играют средние, кислые и ультракислые породы (сиалическое интермеццо, по образному выражению Г.Штилле).

Мегацикл объединяет магматические образования, развитые в пределах крупных подвижных поясов — в каледонидах, герцини-дах, альпидах. Внутри этих поясов ареалы распространения магма­тических ассоциаций, относящихся к разным этапам, как правило, образуют пространственно обособленные тектономагматические зоны, лишь частично перекрывающие друг друга. Совмещение всех элементов мегацикла в виде единой колонны, как это сделано в таб­лице 12.6, представляет идеализированную схему, подчеркиваю­щую общие хронологические соотношения внутри крупных по­движных поясов.

На океанических и континентальных кратонах при отсутствии геосинклинального и орогенного магматизма наблюдается лишь повторение платформенных циклов, проявленных с разной полно­той. Вероятно, и здесь можно выделить циклы разных порядков. Так, смена мезозойско-кайнозойских толеитов, развитых на океан­ском дне, позднекайнозойскими щелочными вулканитами на ост-

Таблица 12.6. Принципиальная схема строения фанерозойских магматических циклов в подвижных поясах на континентах

 

<

Этапы тектоно-магматичес-кого развития, согласно гео­синклинальной концепции	Осадочные толщи, син­хронные вулканитам	Типы магматизма, по Г. Штилле	Типы магматизма, соглас­но модели тектоники плит
Платформенный (посторогенный)	Платформенный чехол	Финальный вулканизм	Внутриплитный магма­тизм, в том числе связан­ный с горячими точками
Позднеорогенный	Верхняя красноцветная моласса	Субсеквентный вулка­низм	Магматизм активных кон­тинентальных окраин, связанный с зонами суб-дукции, а также магматизм коллизионных зон внутри континентов