Виды и состав основных вулканических пород подотряда нормальнощелочных семейства базальтов

Петрографическая структура базальтов зависит от физико-химических условий застывания магмы. Порфировые структуры указывают на то, что порода формировалась в два этапа. На первом – кристаллизация происходила в гипабиссальной обстановке промежуточного очага при медленном понижении температуры с образованием фенокристаллов плагиоклазов. На втором этапе, в условиях излияния магмы на поверхность земли при быстром охлаждении, застывала основная масса базальтов. Такие структуры обычно наблюдаются в обстановках островных дуг, когда растяжение сменятся сжатием в зонах субдукции.

Базальты с афировой структурой (без порфировых выделений) образуются в обстановках с непрерывным растяжением в зонах спрединга, например, в срединных океанических хребтах.

В рифтовых зонах срединных океанических хребтов происходят спокойные трещинные излияния базальтов. Затем режим растяжения сменяется сжатием, и трещинное излияние сменяется центральным. При излиянии на дно океана из наиболее ранней лавы образуются оливин содержащие базальты нормального ряда. Продолжающееся излияние лавы приводит к росту вулканов, и они начинают выступать над поверхностью океана, образуя цепи подводных вулканов в виде островных дуг.

Первоначально из застывающей жидкой лавы формируются щитовые вулканы, т.е. вулканы с пологими склонами, как, например, на Гавайских островах. Магматический расплав вокруг центров излияния застывает в форме потоков и покровов. Постепенно в магматическом расплаве повышается количество щелочей, в связи с этим возрастает его эксплозивность, т.е. усиливается взрывной характер извержений. В результате на склонах вулканов увеличивается количество пирокластического материала. В конечном итоге, на месте щитового вулкана формируется стратовулкан, для которого характерно чередование застывшего магматического расплава и пирокластического материала по его склонам (типа «Фудзияма» в Японии). В выносах расплава появляются обломки ультраосновных пород.

Эволюция состава базальтовой магмы в складчатых областях выражается в замещении высокотемпературных компонентов (магния и кальция) в образующихся минералах на железо и натрий при понижении температуры. При этом в магматическом расплаве возрастает содержание кремнезёма. Причиной является кристаллизационная дифференциация магмы, из которой в начале выделяются наиболее высокотемпературные кристаллы орто- и клинопироксенов, основных плагиоклазов (анортита), а в конце – низкотемпературные минералы: амфиболы, биотит, средние и кислые плагиоклазы, калиевый полевой шпат. В конечном счете, дифференциатами базальтовой магмы могут быть магмы среднего и кислого состава, при кристаллизации которых образуются соответственно андезиты и риолиты.

Океанические базальты широко распространены в складчатых областях (геосинклиналях), где они вместе с гипербазитами образуют протяженные офиолитовые пояса. Примером может служить Зеленокаменный пояс восточного склона Урала. На западном склоне Урала базальты залегают среди ордовикских пород (чувальский комплекс океанических базальтов).

Базальты имеют широкое распространение не только в складчатых областях, но и на платформах, где они фиксируют положение зон тектоно-магматической активизации. Базальты занимают большие территории Сибирской, Южно-Африканской, Индийской платформ. Так, на Сибирской платформе площадь распространения базальтов раннего триаса достигает 1,5 млн. км². Платобазальты слагают потоки и покровы общей мощностью до 3,5 км. В большинстве случаев базальты являются результатом трещинных излияний основной магмы.

Семейство пикробазальтов (табл. 11.8) отличается повышенным содержанием в породах оксида магния (12–18%), обусловливающего присутствие в них оливина. Полнокристаллические разновидности пород семейства пикробазальтов, так же как и их гипабиссальные аналоги, называются пикродолеритами. Пикробазальты обычно встречаются совместно с пикритами в т.ч. и с коматиитами в архейских зеленокаменных поясах фундаментов платформ.

Таблица 11.8