Вулканизм зон субдукции, спрединга и горячих точек

 

В мире в настоящее время насчитывается приблизительно около 122 горячих точек на континентах и в океанах, и почти со всеми горячими точками связаны проявления вулканической деятельности. Для них прежде всего характерен щелочно-базальтовый тип магм, происходящий из недеплетированной (примитивной) мантии, что указывает на глубинное происхождение «корней» горячих точек.

Деплетированная мантия - область в мантии, которая деплетирована (обеднена) несовместимыми элементами относительно примитивной мантии (деплетированный изотопные характеристики - самые низкие 87Sr/86Sr и наиболее высокие 143Nd/144Nd). Ее формирование обусловлено образованием континентальной океанической коры в течение всего геологического времени, то есть выплавлением базальтов в срединно-океанических хребтах. Деплетированная мантия является источником N-MORB (океанских толеитов нормального типа).  

(http://gendocs.ru/v8990/%D0%BB%D0%B5%D0%BA%D1%86%D0%B8%D0%B8_%D0%BF%D0%BE_%D0%B3%D0%B5%D0%BE%D1%85%D0%B8%D0%BC%D0%B8%D0%B8_%D1%8D%D0%BB%D0%B5%D0%BC%D0%B5%D0%BD%D1%82%D0%BE%D0%B2?page=4)

На самом деле, вопрос о положении корней плюмов является дискуссионным. Наиболее вероятно, что плюмы могут зарождаться на разных уровнях мантии, а именно на тех, где наблюдаются понижение ее вязкости, плотностная и химическая неоднородность. По мнению французских исследователей, из почти 50 признаваемых ими горячих точек около десятка имеют корни на границе мантии и ядра, и около 20 – на других уровнях.

Диаметр таких структур может доходить до 200 км. Как уже и было сказано, лавы горячих точек относятся к щелочным базальтам. Установлено, что растворимость щелочей в базальтах возрастает вместе с ростом давления, в результате чего рождение щелочных базальтов связывают с большими глубинами. Известна и другая точка зрения А.Г. Рингвуда о выплавлении из первичной пиролитовой мантии первых частей расплавленного вещества именно щелочного нефелинового состава, обогащённого несовместимыми элементами (K,TR,U и Th), что и не противоречит глубинному происхождению лав горячих точек.

При большой скорости движения плит последствия плюмов размазываются, при этом не сопровождаясь рождением вулканических структур – горячих точек, как на Южно-Американской плите. Долгоживущие вулканы горячих точек Африканской плиты (30 млн. лет) указывают, что Африканский континент оставался недвижимым относительно подплитных плюмов Африки в течение последних 30 млн. лет.

Примером плюма, располагающегося на дивергентной границе является плюм под Исландией, который идентифицируется по высокому геотермическому градиенту ~ 0,70 С/м и сильно отличающимся от толеитовых базальтов составом лав: довольно высокое содержание К2О (0,4%) и необычно низкое содержание SiO2 (47%).

Еще одним важным примером проявления мантийных плюмов являются кимберлитовые поля. Кимберлиты – гипабиссальные (полуглубинные) ультраосновные, как правило, брекчиевидные (обломки глубинных ультраосновных пород в серпентинизированном оливиновом «цементе») породы, коренные источники алмазов. Кимберлиты образуют тела типа трубок взрыва.

Возраст кимберлитовых полей Южной Африки, показывающих возможный след движения Африканской плиты над двумя горячими точками, датируется 200–110 и 100–70 млн. лет, т.е. это продолжительность активности кайно-мезозойских плюмов, что составляет здесь от 15 до 90 млн. лет.

По Зоненшайну и Кузьмину (1993 год) мантийные плюмы могут зарождаться на трёх уровнях: на границе нижней мантии и ядра в слое на глубине 2700 – 2900 км, на границе верхней и нижней мантии на глубине примерно в 670 км, в подстилающем тепловом граничном слое 700 – 900 км и в верхней мантии, при плавлении субдуцированной плиты.

По Ш. Маруяма (1994 г.) грибовидные суперплюмы зарождаются на границе ядро-мантия, они разветвляются на несколько более мелких струй в верхней мантии, а те в свою очередь на более мелкие под литосферной плитой. Форма плюмов в сечении от изометричной до линейной. При этом образуются колонны поднятия (мантийный апвеллинг) и колонны опускания (мантийный даунвеллинг). В связи с холодными колоннами опускания формируются громадные осадочные бассейны. (http://geomuseum.kuzstu.ru)

Рис. 3   (В.Е. Хаин, М.Г. Ломизе. «Геотектоника с основами геодинамики». М.: КДУ, 2005)

 

 

 

3.2.   Спрединговый вулканизм

А далее перейдем к рассмотрению вулканизма зон спрединга. Образовании земной коры в срединноокеанских хребтах при их раздвиге мантийной конвекцией, подъеме и кристаллизации базальтовой магмы предложил еще А. Холмс в 30-х и 40-х годах, сравнив расходящуюся от активной зоны океанскую кору с бесконечными лентами эскалатера. Эта идея получила последующее развитие после того, как Г. Хесс поставил ее в основу представлений об эволюции океанских плит. Р. Дитц в свою очередь ввел термин спрединг морского дна (от англ. spread — развертывать, расстилать). Вскоре и Г. Бодварсон с Дж. Уокером предложили механизмы роста океанской коры, благодаря внедрению даек, что оказалось в центре внимания на конференции «Исландия и срединно-океанские хребты» и положило начало расшифровке тектономагматических процессов, формирующих кору в зоне спрединга.

Для осознания механизма спрединга главный интерес представляют данные по Исландии, где на протяжении 350 км Срединно-Атлантический хребет поднят над уровнем моря. Современная вулканическая и тектоническая активность сосредоточены в субмеридиональных зонах, пересекающих остров в центральной части. Самые молодые базальты, соответствующие эпохе Брюнес, приурочены к их оси. Они окружаются базальтами возрастом 0,7—4 млн лет, далее уже из под них выступает очень мощная серия плато-базальтов вплоть до среднемиоценовых (16 млн лет). Каждое трещинное излияние оставляет горизонтально залегающую (и выклинивающуюся вкрест простирания зоны) базальтовую окаймовку мощностью до 10 м и более, а также его подводящий канал, то есть вертикальную дайку долерита шириной 1—3 м, ориентированную перпендикулярно оси минимальных сжимающих напряжений, т. е. вдоль рифтовых зон. Каждое последующее извержение добавляет соответсвенно один базальтовый покров и одну дайку, поэтому вниз по разрезу платобазальтов даек становится все больше и больше. По мере напластования платобазальтов происходит их гравитационное проседание, в большей степени компенсационное по отношению к питающему магматическому очагу. Одновременно по мере внедрения новых параллельных даек долерита происходит раздвиг на величину их общей мощности. Таким образом идет распространение земной коры посредством внедрения даек. Мощность океанской коры на о.Исландия гораздо выше нормальной (до 40 км), что стабильно поддерживает поверхность острова над уровнем моря в течении всей его геологической истории.

 (В.Е. Хаин, М.Г. Ломизе. «Геотектоника с основами геодинамики». М.: КДУ, 2005).

                 

Рис. 4   (В.Е. Хаин, М.Г. Ломизе. «Геотектоника с основами геодинамики». М.: КДУ, 2005)

 

 

Перейдем к рассмотрению химического состава магмаобразования спрединга. Тектономагматические процессы зон спрединга образуют океанскую кору из вещества, которое отделяется от мантии. О масштабах этого явления можно судить по тому, что ежегодно создается около 3—3,5 км и океанская кора, сформировавшаяся за последние 170 млн лет, не только распространилась на всю площадь дна Мирового океана, но еще такая же или даже большая ее часть была поглощена за это время в зонах субдукции. В этих зонах породы океанской коры вместе с неким количеством осадочных отложений континентального и иного происхождения возвращаются глубоко в мантию. Следовательно конструктивные процессы спрединга — всего лишь звено в мантийном круговороте вещества.

Изучение магматических пород в современных срединных хребтах, выявление вариаций их состава в зависимости от рельефа и строения зон спрединга, от кинематики и от стадии развития важно не только для понимания этой формы рифтогенеза, но и для палеотектоники. Оно служит основой исследования и интерпретации фрагментов древней океанской коры (офиолитов) с позиций актуализма. В этом отношении информативны не только базальтоиды и габброиды, но и выступающие в срединных хребтах перидотиты — тугоплавкий остаток мантийного вещества.

Базальтовая магма, разные формы кристаллизации которой дают породы II и III слоев океанской коры, обнаруживает общие особенности состава во всех зонах спрединга, что послужило основанием для выделения особого геохимического типа базальтоидов, обозначаемых обычно как породы типа MORB (англ. Mid-oceanic ridge basalts) или СОХ (срединно-океанских хребтов).  (В.Е. Хаин, М.Г. Ломизе. «Геотектоника с основами геодинамики». М.: КДУ, 2005).

 

Для океанских толеитов нормального типа (N-MORB) характерно низкое содержание мобильных, так называемых некогерентных элементов, в том числе калия, поэтому их считают продуктом частичного плавления геохимически истощенной (деплетированной) мантии на сравнительно небольших глубинах. При этом степень плавления исходных пород была высокой, что выразилось, в частности, обогащенностью расплава элементами группы железа.

На деплетированность мантийного источника (которую объясняют массовым выносом подвижных элементов в верхние оболочки Земли еще в раннем протерозое) указывают и изотопные характеристики. Отношение 87Sr/86Sr в N-MORB около 0,7025, что заметно ниже значений, отвечающих нормальному накоплению в мантии радиогенного 87Sr при допущении исходного хондритового состава с рубидий-стронциевым отношением 0,026—0,034. Предполагается, что в геологическом прошлом вынос рубидия, более подвижного, чем стронций, снизил это отношение приблизительно до современного. Преимущественным выносом из мантии l44Nd объясняют наблюдаемые отношения 143Nd/144Nd. Нормальным океанским толеитам противопоставляются базальты геохимически обогащенного типа E-MORB (англ. enriched), обозначаемого также P-MORB (англ. plume — струя), поскольку появление в зоне спрединга обогащенных некогерентными элементами базальтов, в частности в Исландии, связывают с горячими точками — с подъемом мантийных струй, несущих вещество из неистощенных низов мантии. Выразительны редкоземельные спектры этих базальтов с гораздо более высокими, чем в нормальных толеитах, содержаниями легких редких земель. Выделяют и переходный геохимический тип базальтов T-MORB (англ. transitional), степень обогащенности которых нарастает при приближении к горячим точкам. (Захарченко А. В. Лекции по предмету "Геохимия").

В случае дифференциации первичной базальтовой магмы в зонах спрединга обычно начинает проявляться так называемый «толеитовый» тренд с накоплением железа на начальных стадиях процесса. Тренды дифференциации, вместе с составом, широко используются для разграничения и распознавания базальтоидов различных геодинамических обстановок. Разнообразие состава базальтов в срединно-океанских хребтах обнародуют связь с тектонической сегментацией. Согласно Дж. Синтону, крупные, длиной в сотни километров, отрезки зон спрединга различаются такими геохимическими особенностями базальтов, которые лучше всего объясняются разным составом исходного мантийного вещества.

Разнообразие состава базальтов при сравнении сегментов длиной в десятки километров обусловлены в основном степенью парциального плавления. И наконец, для самой дробной сегментации, измеряемой километрами, вариации базальтов показывают главным образом разную глубину плавления. На все эти вариации накладывается зависимость состава базальтовых магм от скорости спрединга.

Базальты окраинных морей, формирующиеся в задуговых зонах спрединга, иногда неотличимы по составу от базальтов срединно-океанских хребтов. Вместе с тем, как показали А. Сондерс и Дж. Тарни, среди них представлены разности с геохимическими признаками, которые сближают их с островодужными толеитами. (В.Е. Хаин, М.Г. Ломизе. «Геотектоника с основами геодинамики». М.: КДУ, 2005).

Обособление базальтовой магмы, предшествующее ее выходу на поверхность, зависит от скорости спрединга. В малоскоростных зонах магматические очаги не установлены и до сих пор, подъем базальтового расплава рассредоточен, что и согласуется с наблюдениями о неустойчивости оси трещинных излияний в данных зонах в отличие от высокоскоростных.

При низких скоростях спрединга базальтовая магма выбирается на поверхность при температуре и вязкости, способствующих формированию подушечных лав, которые в виде насыпи нагромождаются над подводящей трещиной. Чем выше скорости спрединга, тем выше температура и ниже вязкость изливающейся лавы, тем и больше условий для быстрого подъема магмы. Поэтому она все реже и реже проявляет сферическое строение, и все чаще вместо подушечных лав при трещинных излияниях под водой образуются базальтовые покровы, схожие с платобазальтами континентов. Так, съемка с помощью многолучевого сонара бокового обзора показала, что при извержении на Восточно-Тихо-океанском поднятии у 8° Ю. Ш. базальтовая лава разлилась на расстояние до 18 км от осевой трещины, образовав покров площадью около 220 .

 

При малых скоростях спрединга, затрудняющих выход базальтовой магмы на поверхность, возрастает степень её дифференциации, появляются порфировые и даже крупнопорфировые разности базальтов. (Захарченко А. В. Лекции по предмету "Геохимия").

Различие условий отделения базальтового расплава при разных скоростях спрединга выражается не только в объемах магмы, поступающей на единицу длины рифтовой зоны, но и в ее геохимических особенностях, что важно для палеотектонических реконструкций. Дж. Морел и Р. Экиньян (1980) обнаружили возрастание содержаний титана и отношения железа к магнию с увеличением скорости спрединга. (В.Е. Хаин, М.Г. Ломизе. «Геотектоника с основами геодинамики». М.: КДУ, 2005).

Различная продуктивность мантийного первоисточника базальтовой магмы в высокоскоростных и низкоскоростных зонах главным образом влияет на соотношение деформационного и магматического механизмов в ходе рифтогенеза. Также хотелось бы отметить, что при значительной скорости дивергенции и изобильном поступлении магмы доминирует магматический спрединг, примером чему служит Восточно-Тихоокеанское поднятие.

 

3.3.    Вулканизм на конвергентных границах литосферных плит (магмаобразование в зонах субдукции).

Взаимодействие литосферных плит при встречном движении (то есть на конвергентных границах) зарождает многообразные и сложные тектонические процессы, проникающие глубоко в мантию. Они воплощены такими мощными зонами тектономагматической активности, как островные дуги, складчатые горные сооружения и континентальные окраины андского типа. Различают два главных типа конвергентного взаимодействия литосферных плит: коллизию и субдукцию. Субдукция формируется там, где на конвергентной границе сходятся окенаская и континентальная литосферы или же океанская с океанской. При их встречном движении более тяжелая литосферная плита (всегда океанская) внедряется под другую, а затем погружается в мантию.

Современное размещение зон субдукции весьма закономерно. Большинство из них приурочено к периферии Тихого океана. Субдукционные системы Малых и Южных Антил, хотя и находятся в Атлантике, но тесно связаны своим происхождением с эволюцией структур тихоокеанского обрамления, с их изгибом и перемещением далеко на восток в свободных пространствах, раскрывшихся между континентами Северной Америки, Южной Америки и Антарктиды. Более самостоятельна Зондская система субдукции, но тем не менее и она тяготеет к структурному преобразованию Тихоокеанского кольца. Таким образом, в настоящее время все зоны субдукции, получившие характерное и полное развитие, так или иначе связаны с этим наиболее мощным поясом современной тектонической активности. И лишь несколько сравнительно небольших, малоглубинных и специфических по ряду характеристик зон субдукции (таких, как Эгейская, Эоловая) развиваются в Средиземноморском бассейне — этом реликте мезозойско-кайнозойского океана Тетис. Северную окраину Тетиса наследует и зона субдукции Мекран. (В.Е. Хаин, М.Г. Ломизе. «Геотектоника с основами геодинамики». М.: КДУ, 2005).