Часть II. Магматические горные породы (петрография)

1 2.6. 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

384

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.

385

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-

386

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
Главный орогенный	—	Синорогенный плуто­низм
Раннеорогенный	Нижняя сероцветная мо­ласса
Позднегеосинклинальный	Флиш и флишоидные терригенные толщи	Продленный инициаль­ный вулканизм	Островодужный магма­тизм, связанный с зонами субдукции
Раннегеосинклинальный	Кремнистые глинисто-сланцевые толщи	Инициальный вулканизм	Офиолитовые пояса — ре­ликты океанической коры геологического прошлого
Платформенный (доорогенный)	Платформенный чехол	—	Ранний рифтогенный магматизм