Самара 2014

Учреждение высшего профессионального образования

«Самарский государственный технический университет»

 

Кафедра «Геология и геофизика»

 

 

Контрольная Работа

 

ПО ДИСЦИПЛИНЕ «ПЕТРОГРАФИЯ»

ТЕМА: «Магматизм деструктивных обстановок»

Выполнил студент III-НТ-8:

Рагимов Араз

 

Проверила:

Коновалова А. А.

 

Самара 2014

 

МАГМАТИЗМ ДЕСТРУКТИВНЫХ ОБСТАНОВОК

Все деструктивные геодинамические обстановки имеют общую характерную особенность – присутствие сеисмофокальных зон, зон Заварицкого-Беньофа, которые играют тектоническую и магматическую роль. Эти сейсмофокальные зоны отвечают кровле, погружающейся в мантию океанической литосферы, начиная от желоба, где она выходит на поверхность. На определенной глубине вещество погружающейся плиты обезвоживается и плавится с последующим внедрением магмы в верхние горизонты коры и излиянием на её поверхность. По мнению многих исследователей с этими зонами в эволюции Земли связано образование магм, ответственных за формирование значительной части земной коры и ассоциирующих с ней полезных ископаемых.

Зоны Заварицкого-Беньофа фиксируются под островными дугами, окраинными морями (западная часть Тихого океана), под активными континентальными окраинами (восточная часть Тихого океана), в обстановке континентальной коллизии (Альпы – через Турцию и Иран до Гималаев и юго-восточной Азии), которые составляют единую мировую систему деструктивных границ литосферных плит, по масштабам не уступающую системе океанических и континентальных рифтов. Важнейшей особенностью магматизма деструктивных обстановок является средний андезитовый его состав при широких вариациях SiO2, щелочей и жидкости.

 

Наиболее характерная особенность этих тектонических обстановок - наличие сейсмофокальных зон, достигающих глубин 650-700 км. На их существо­вание независимо друг от друга в 1940-х гг. обратили внимание голландец X. Беньоф, японец К. Вадати и акад. А.Н. Заварицкий.

С позиций тектоники плит зона Беньофа-Вадати-Заварицкого отвеча­ет погружающейся (субдуцируемой) в мантию пластине литосферы (слэба) мощностью 80-100 км. При этом, судя по наблюдениям в фрагментах древ­них зон субдукции, слэбы в механическом смысле отнюдь не являются моно­литными плитами, а представляют собой мощные зоны деформаций и расланцевания. На определенной глубине вещество слэбов обезвоживается и плавится с "впрыскиванием" расплава и летучих компонентов в мантийный клин, что также вызывает его частичное плавление, внедрение магмы в верх­ние горизонты коры и вулканизм.

 

 

В западной части Тихого океана сейсмофокальные зоны фиксируются под островными дугами и окраинными морями, в восточной - под активны­ми континентальными окраинами. Наличие таких зон устанавливается так­же в зонах коллизии континентальных плит (континентальная субдукция), например в Альпийско-Гималайско-Индонезийском поясе, протягивающем­ся от Альп через Турцию, Кавказ и Иран до Гималаев и Юго-Восточной Азии [Кулаков и др., 2003; Хайн, Ломизе, 2005]. Необходимо подчеркнуть, что островные дуги, континентальные окраины и зоны коллизии также составляют единую мировую систему деструктивных границ литосферных плит, по масштабам не уступающую мировой системе океанских рифтов.

 

Современные геофизические и геологические данные свидетельствуют о большой сложности зон субдукции. Традиционная схема строения островной дуги с зоной субдукции с учетом построений А. Рингвуда, Дж. Гилла и кол­лектива авторов под руководством Р. Торпа показана на рис. 2-3.

Вулканические серии

 

 

Рис. 2-3. Традиционная схема строения зоны субдукции под островной дугой 1-5 - серии магматических пород: 1 - повышенной щелочности, 2 - известково-щелочная, в том числе гранитоиды (5), 4 - толеитовая островодужная, 5 - магматические породы, промежуточные между извест - ково-щелочными и толеитовыми островодужными 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, 6 - толеитовые базальты, ультрамафиты, габброиды и другие магматические породы); 10 - мантийные диапиры с зонами магмообразования; 11- зона интенсивно­го сжатия, складчатости, надвигообразования; 12 - области магмообразования; 13 - зона воздействия водного флюида; 14 - вероятные пути перемещения магм; 15 - литосферная мантия; 16 – астеносферная мантия.

Островодужный магматизм

Отмечаются следующие характерные особенности строения островных дуг и активных континентальных окраин.

1. Линейный характер поясов вулканизма протяженностью порядка не­скольких тысяч километров при ширине 200-300 км.

2. Наличие глубоководного желоба (часто с глубинами свыше 7 км) с оке­анской стороны и в случае островной дуги - задугового бассейна обычно глубиной менее 3 км со стороны континента. В случае активных континен­тальных окраин роль задугового моря, вероятно, играют расположенные в их тылу обширные области рифтогенеза и базальтового вулканизма типа Про­винции Бассейнов и Хребтов на западе США или базальтов Патагонии.

3. Активный вулканизм приурочен к сравнительно узкой зоне (вулкани­ческий фронт), параллельной желобу, в 150-250 км от него. Насыщенность вулканизма уменьшается при удалении от желоба. Отчетливая корреляция между мощностью литосферы и пространственным положением вулканов отсутствует.

4. Активная сейсмичность, включая мелкие, промежуточные и глубоко­фокусные землетрясения, которые сосредоточены в зоне субдукции вдоль определенной поверхности (или двух поверхностей), начиная от желоба в на­правлении задугового моря или континента.

5. Аномалии теплового потока - отрицательные в областях желоба и по­ложительные в областях дуг и задугового бассейнов, а также АКО. Высокий тепловой поток в области вулканического фронта и задугового бассейна не может быть объяснен механизмом кондуктивной теплопроводности вследс­твие ее крайне низкой эффективности и, скорее, связан с подъемом магм.

6. В некоторых островных дугах имеется определенная поперечная зональность в составе вулканитов.

7. Вблизи вулкани­ческого фронта изливаются в основном островодужные толеитовые базаль­ты, более удаленные вулканы извергают андезиты, а в тылу островной дуги и активной континентальной окраины - более богатые щелочами магмы типа шошонитов, латитов и умеренно-щелочных базальтов. Эта зональность вы­ражается также в росте содержания калия при данной концентрации Si0₂.

8. Зона субдукции весьма сложна по морфологии и характеру фиксируе­мых напряжений. В ряде случаев она имеет двухслойное строение, причем в верхнем слое иногда отмечается преобладание напряжений сжатия, а в ниж­нем - растяжения.

9. Имеются дуги и активные континентальные окраины с варьирующими углами наклона зон субдукции (35-90°), различными скоростями субдукции (-0.9 см/год - Липарская дуга Средиземного моря, ~10 см/год - Перу, Чили, Новые Гебриды) и длительностью субдукции (5-200 млн лет).

Режим напряжений вкрест системы островной дуги (передовой фронт- вулканический фронт-задуговый бассейн) различен. Перед глубоководным желобом имеется зона стрессовых напряжений шириной порядка 200 км, вы­ражающаяся в развитии полосы малоглубинных (до 50 км) землетрясений.

По мере удаления от желоба в сторону континента глубины зем­летрясений закономерно возрастают вплоть до 700 км. При этом на глуби­нах 140-180 км, в месте появления корней вулканов, плотность фокусов зем-
летрясений резко уменьшается. Для задуговых бассейнов характерен режим растяжения, сопровождаемый спредингом морского дна и подводным базаль­товым вулканизмом.

В целом, для зон субдукции характерен режим сжатия. Однако, согласно В.Н. Шарапову и др. [1984], проанализировавшим траектории главных осей тензоров напряжений в Курило-Камчатской дуге для глубин 0-35; 40-120, 120-130 км, при общем преобладании напряжений сжатия на каждой глу­бине имеются участки с напряжени­ями растяжения. С увеличением глу­бинности эти участки смещаются от краев дуги к центру.

Андезиты Si02, %

Важнейшей особенностью магма­тизма деструктивных обстановок яв­ляется его средний в целом андезитовый состав при широких вариациях кремнекислотности, щелочности и железистости (рис. 2-5). Преоблада­ющими являются образования извес­тково-щелочной серии, хотя,

 

 

Рис. 2-5. Вариации содержаний кремнезе­ма в вулканитах Курило-Камчатской дуги, по Е.К. Мархинину

здесь развиты образования всех петрохимических серий. Однако их проявления (петрографические серии) существенно отличаются от одноименных образований других тектонических режимов низкими со-держаниями ТiO2.

Кроме того, могут различаться и магматические ассоциации, связанные с конкретными типами конвергентных обстановок - островными дугами, активными континентальными окраинами и зонами коллизии континентальных плит. Так, только среди вулканитов островных дуг наряду с преобладающими андезитами развиты образования бонинитовой серии, характерные для энсиматических дуг, т.е. заложившихся на коре океанического типа. В таких дугах редко встречаются шошониты и отсутствуют высоко-К андезиты и высо-кощелочные серии, типичные для энсиалических дуг, заложившихся на коре континентального типа. В отличие от островных дуг, где заметную роль играют толеитовые (“островодужные”) базальты, для АКО и зон коллизии характерно широкое развитие вулканитов кислого состава, а также образований высокой щелочности.

здесь развиты образования всех петрохимических серий. Однако их проявления (петрографические серии) существенно отличаются от одноименных образований других тектонических режимов низкими со­держаниями ТiO2.

Кроме того, могут различаться и магматические ассоциации, связанные с конкретными типами конвергентных обстановок - островными дугами, ак­тивными континентальными окраинами и зонами коллизии континентальных плит. Так, только среди вулканитов островных дуг наряду с преобладающими андезитами развиты образования бонинитовой серии, характерные для энсиматических дуг, т.е. заложившихся на коре океанического типа. В таких ду­гах редко встречаются шошониты и отсутствуют высоко-К андезиты и высо­кощелочные серии, типичные для энсиалических дуг, заложившихся на коре континентального типа. В отличие от островных дуг, где заметную роль иг­рают толеитовые (“островодужные”) базальты, для АКО и зон коллизии ха­рактерно широкое развитие вулканитов кислого состава, а также образований высокой щелочности.

 

Петролого-геохимические особенности магматических пород

В целом для магматических пород деструктивных обстановок характер­ны низкие содержания Ti при высоких концентрациях А1₂0₃ (16-18 мас.%); низкоглиноземистые андезиты (14-16 мас.% А1₂0₃) обычно более редки. Со­держания К₂0 в породах калиевой высокощелочной серии достигает 8-9% при низких содержаниях ТiO2. (лампроиты юга Испании, лейцититы Южно- Итальянской и Индонезийской дуг). По различным оценкам, большинство андезитовых и бонинитовых магм перед извержением содержит 1-3 мас.% Н₂0. Содержания крупнокатионных литофильных элементов (LILE) находят­ся в прямой зависимости от содержаний в породах К₂0 и Si0₂, достигая мак­симума в андезитах и образованиях шошонит-латитовой серии.

Изучение магнезиальных базальтов Ключевского вулкана на Камчатке показало, что их родоначальными расплавами являлись пикриты (MgO 13- 14 мас.%) с предельным насыщением Si0₂ (49-50 мас.%), высоким содержа­нием Н₂0 (2.2-2.9 мас.%) и несовместимыми элементами (Sr, Rb, Ва, Hf) [Ху- буная и др., 2007 и библиография там].

Для пород деструктивных обстановок характерно как хондритовое (пло­ское) распределение РЗЭ, так и обогащение или обеднение легкими редкозе­мельными элементами (ЛРЗЭ) и часто - обогащение тяжелыми РЗЭ (ТРЗЭ) (в 5-20 раз по отношению к хондритам). Породы низко-К толеитовой остро - водужной серии чаще имеют деплетированный или плоский спектр РЗЭ с са­мыми низкими их содержаниями среди всех известных земных вулканитов. Концентрации элементов группы тория (Th, U и РЬ) и их отношения (напри­мер, Th/U, U/Pb) возрастают при переходе от толеитовой серии к известково­щелочной и щелочной. Элементы группы титана (Ti, Zr, Hf, Nb и Та) связаны в насыщенных Si0₂ магмах положительной корреляцией с индексом диффе­ренциации. Группа когерентных элементов (Ni, Со, Си, V и Sc) концентриру­ется в магнезиально-железистых минералах, и их содержание снижается при повышении количества Si0₂.

Четвертичные базальты и андезиты островных дуг часто близки к MORB по изотопии, хотя ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr отношения в них выше, величина eNd(T) < 9 в ан­дезитах меньше по сравнению с MORB (eNd(T) > 9), а отношения ²⁰⁷РЬ/²⁰⁴РЬ и локально ²⁰⁸РЬ/²⁰⁴РЬ часто выше, чем отношение ²⁰⁶РЬ/²⁰⁴РЬ. Присутствие ¹⁰Ве в островодужных магмах [Brown et al., 1982; Цветков, 1990] может под­твердить, что в процессы магмообразования, связанного с зонами субдукции, вовлекался материал, только недавно бывший на дневной поверхности.

 

Большим своеобразием характеризуются породы бонинитовой серии, варьирующие по составу от низко-Ti пикробазальтов и базальтов до анде­зитов, дацитов и риолитов. Судя по геохимическим данным, они произошли за счет высокодеплетированного мантийного материала, характеризующего­ся высокими содержаниями Mg, Cr, Ni, Со, элементов платиновой группы (ЭПГ) и др., а также материала корового происхождения, о чем свидетель­ствуют высокие концентрации Si0₂, повышенные - щелочей и Н₂0, “коро- вая” специфика изотопов Sr, Nd, РЬ и т.д. [Boninites, 1989; Шараськин, 1992]. Характер распределения редких и редкоземельных элементов в бонинитах и островодужных толеитах весьма близок, причем бониниты отличаются лишь более низкими их содержаниями (рис. 2-6). Очевидно, это может свидетель­ствовать о генетических связях между ними.

В последнее время, в связи с изучением архейских гранит-зеленокаменных областей, большое внимание стало уделяться адакитам - довольно редким

 

вулканическим породам, названным по о. Адак (Алеутская дуга). Адакиты объединяют средние и кислые порфировые вулканические породы. Вкрап­ленники образованы зональными PI, НЫ, Bt, а Орх и Срх известны только в наиболее мафических андезитах. По химическому составу адакиты отвечают андезитам, дацитам и риолитам натрового ряда с высокой магнезиальностью (Mg#~0.51) и повышенными

Sr К Rb Ba Nb Ce Zr Sm Ti Y Yb Рис. 2-6. Спектры РЗЭ толеитовой (1) и бониитовой (2) серий Марианской дуги, нормализо­ванные к MORB [Fryer et al., 1992]

 

 

концентрациями Сг и Ni. Геохимическими осо­бенностями адакитов являются высокие содержания Sr и сильно фракциони­рованные спектры распределения РЗЭ (La_N/Yb_N > 10).

Адакиты разделяют­ся на две подгруппы [Martin et al., 2005]: низкокремнистые (Si0₂< 60 мас.%, НКА) и высококремнистые (Si02 > 60 мас.%, ВКА). НКА, известные также как высокомагнезиальные андезиты, отличаются от ВКА присутствием во вкрапленниках пироксенов и рядом геохимических особенностей. На диаграммах НКА и ВКА образуют параллельные или расходящиеся тренды, что исключает их генетическую взаимосвязь за счет кристаллизационной дифференциации единого магматического расплава.

 

Задуговые бассейны

Задуговые бассейны являются составным элементом деструктивных об­становок. Это области задугового спрединга, где, как и в СОХ, может проис­ходить новообразование океанической коры. Соответственно трем типам де­структивных обстановок (ОД, АКО, ЗККП), выделяется и три типа задуговых бассейнов: 1) задуговые моря, развитые преимущественно вдоль западной периферии Пацифики (Охотское, Японское, Лау и др.) и локально - в Атлан­тике (Карибское и Скоша); 2) задуговые седиментационные бассейны на ак­тивных континентальных окраинах с активным базальтовым вулканизмом - Запад США (Провинция Бассейнов и Хребтов) и Южной Америки (базальты Патагонии); 3) задуговые бассейны в зоне коллизии континентальных плит в Альпийском поясе, где они развиты в форме задуговых морей (моря Западно­го Средиземноморья, Эгейское) и континентальных седиментационных бас­сейнов (Паннонская впадина). В пределах последней в плиоцен-плейстоцене происходило излияние умеренно-щелочных базальтов, содержащих ксеноли­ты шпинелевых лерцолитов.

Земная кора задуговых морей обычно имеет сложное строение. В боль­шинстве случаев здесь наблюдаются как фрагменты утоненной (20-30 км) коры континентального типа (так называемая “промежуточная кора”) и учас­тки новообразованной коры океанического типа, т.е. сложенной MORB. Мас­штабы развития последней варьируют в широких пределах: от сравнительно

небольших участков (Курильская кот­ловина в Охотском море и трог Оки­нава в Южно-Китайском) до пример­но половины в Японском (рис. 2-11) и Беринговом морях. Практически пол­ностью такая кора слагает дно заду­говых морей Западного Средиземно­морья (Тирренского, Альборанского и Балеарского), а также Филиппинс­кого, Лау и др.

 

Рис. 2-11. Структурно-геологическая карта Японского моря [Богданов, 1988]

1 - зоны тектонического скучивания; 2 - разломы на дне моря; 3, 4 - глубокие бассейны, подстила­емые океанической корой (3) и субокеанической корой (4)

5 - границы зон растяжения

В тылу вулканических поясов АКО также наблюдается массовое появ­ление базальтов, в том числе и с характеристиками MORB - это позднекай­нозойские базальты плато Колумбия и Снейк-Ривер (Северная Америка), часто описываемые в качестве траппов [Wilson, 1989], хотя ряд исследова­телей связывает их формирование с задуговым спредингом [Presvic, Goles,1985]

К этому же типу, по-видимому, относятся кайнозойские базальты Патагонии.

Исследования энсиалических морей, в частности Японского, показали, что наиболее ранние магматические образования здесь представлены бимо­дальной базальт-риолитовой ассоциацией с преобладанием кислых разно­видностей, преимущественно риолитов [Фролова и др., 1989]. Аналогичная ассоциация встречена в основании разрезов в Курильской островной дуге (см. выше). Обращает на себя внимание близость этих образований к ини­циальным игнимбритам многих континентальных рифтов (см. раздел 2.4.2). Впоследствии они сменяются умеренно-щелочными титанистыми K-Na ба­зальтами, а затем - близкими к MORB. В отличие от срединно-океанических хребтов, в задуговых морях спрединг рассредоточен, образуя сеть из множес­тва осей.

Характер магматизма задуговых морей в целом аналогичен наблюдаемо­му в океанах [Богданов, 1988]. В пределах глубоководных участков ложа раз­виты преимущественно MORB, на которые “насажены” вулканические ост­рова и подводные горы, образованные высоко-Ti толеитами и субщелочными оливиновыми базальтами, типичными для внутриплитного магматизма, на­пример подводная гора Вавилова в Тирренском море [Kastens et al., 1990]. Вдоль границ с полосой собственно дугового магматизма нередко устанавли­ваются промежуточные по химизму вулканиты связанные, вероятно, со сме­шением магм - моря Сулу, Целебес [Spadea et al., 1992].

Изучение пород из основания разреза коры в Филиппинском море (впа­дина Паресе-Вела) показало, как и в океанах, наличие здесь двух групп по­род: ультрабазитов (преимущественно гарцбургитов с небольшим количест­вом клинопироксена), представляющих собой типичные мантийные реститы, и габброидов нижней океанической коры (троктолиты, оливиновые габбро, габбро и габбронориты с кумулятивными структурами) [Лазько, Гладков, 1991]. Для габброноритов устанавливается некоторое смещение толеитового тренда в сторону известково-щелочного, что связывается с несколько повы­шенным содержанием Н₂0 в материнском расплаве. Предполагается, что это было вызвано поступлением воды в область генерации магм из зоны субдук­ции, хотя, возможно, эти габбронориты являются производными кремнезе­мистой Fe-Ti-оксидной серии (см. раздел 2.1.1).

Судя по геолого-геофизическим данным (высокая плотность теплового потока, положительные гравитационные и изостатические аномалии, широ­кое развитие базальтового магматизма, присутствие в базальтах ксенолитов мантийных шпинелевых лерцолитов и т.д.), под современными задуговыми бассейнами располагаются крупные мантийные плюмы. Согласно данным сейсмической томографии, “корни” таких плюмов под задуговыми бассей­нами Тихоокеанского кольца, включая моря Западной Пацифики, Австралай- зии, Тасманово, а также западные побережья обеих Америк, прослеживаются до глубин более 400 км [Anderson et al., 1992].

 

 

Задуговые бассейны имеют тенденцию к одностороннему “растеканию” с продвижением со временем дуги в сторону океана или платформы. Такое “растекание” может происходить постепенно, как это наблюдается в случае Тирренского моря [Rehault et al., 1987] или Паннонской впадины [Royden, 1989], а может - скачками, как в Филиппинском море [Богданов, 1988]. При этом в тылу задуговых морей, уже на континенте, часто возникают синхрон­ные по времени системы окраинно-континентальных рифтов, широко раз­витые, например, вдоль Западной Пацифики [Федоров, 2006]. Очевидно, это может свидетельствовать о том, что в процессы растяжения при растекании головной части плюма в сторону океана вовлекаются и краевые части ма­терика. Таким образом, задуговые бассейны являются мощными центрами эндогенной активности, которые в значительной мере определяют характер процессов на конвергентных границах плит.

Магматизм зон коллизий

Магматизм зон коллизий близок магматизму островных дуг и активных континентальных окраин. Выделяются следующие типы коллизионных зон: коллизия двух дуг (Д-Д), дуга - пассивная окраина (Д-ПКО), пассивная окраина - активная окраина континента (ПКО-АКО) и коллизия континен­тальных плит.

Коллизия типа Д-Д происходит в северо-восточной Индонезии, где сейсмофокальные зоны погружаются в противоположных направлениях с про­явлением андезитового вулканизма нередко с высоким содержанием калия [Богданов, 1988]. Вероятно, в результате этого процесса формируются океан­ские (юные) островные дуги.

Коллизия типа Д-ПКО происходит в дуге Банда (Восточная Индонезия), где континентальный шельф Австралийской плиты достигает конвергентной границы плит. Коллизия началась около 3 млн лет назад. Активные вулканы Восточного Тимора извергают андезиты, обогащенные некогерентными эле­ментами и с высокими значениями ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr и низкими - ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd отноше­ний, подтверждающими участие в образовании их исходных магм древней сиалической коры Австралии [Karig et al., 1987]. По-видимому, этот процесс был широко развит на АКО обеих Америк, где островные дуги причленялись к континенту.