Часть II. Магматические горные породы (петрография)

N -MORB (нормальные) и E-MORB (обогащенные). Последние развиты в пределах подводных плато и приближаются по составу к толеитам океанских островов. Известны также базальты с проме­жуточными геохимическими характеристиками (T-MORB).

В результате подъема мантийного магматического материала под современными океанами образовался слой базальтов и долери-тов мощностью до 2.0-2.5 км. Самые древние из известных базаль­тов океанского дна имеют позднеюрский возраст (155 млн лет), а самые молодые лавы формируются в настоящее время. Объем океанских базальтов примерно в 20 раз превосходит объем одновоз-растных вулканических пород на континентах. Даже если учесть, что площадь океанов втрое больше площади континентов, следует при­знать, что океанский вулканизм отличается значительно большей интенсивностью, чем вулканические процессы на суше.

Базальты изливаются на дно океанов при подводных трещинных извержениях и образуют лавовые потоки мощностью в несколько метров. Второй слой океанской коры состоит из множества таких потоков.

Наиболее распространенные базальты N-MORB представлены низкокалиевыми оливиновыми толеитами, содержащими около 8 мас.% MgO (табл. 12.1). Количество вкрапленников обычно не превышает 5-10 об.%. Фенокристаллы сложены преимущественно оливином (Fo₉₀_₈₀) и плагиоклазом (Аn₉₀_₆₀); клинопироксен сре­ди вкрапленников редок. Основная масса состоит из стекла и ми­кролитов плагиоклаза, клинопироксена, оливина и магнетита. От­носительные количества стекла и микролитов изменчивы, и породы варьируют от гиалобазальтов до полнокристаллических долеритов. Широко развиты шаровые (подушечные) лавы.

12.2.2. Магматизм в современных деструктивных обстановках

К деструктивным, или конвергентным, геодинамическим обста-новкам относятся островные дуги, активные континентальные ок­раины и зоны коллизии (столкновения) континентальных плит. Для всех них, кроме некоторых коллизионных зон, характерно на­личие наклонных сейсмофокальных зон, в которых сосредоточены гипоцентры современных землетрясений. Сейсмофокальные зо­ны прослеживаются до глубины 600-700 км. На существование та­ких зон независимо друг от друга в 1940-х годах обратили внимание К.Вадати, А.Н.Заварицкий и Х.Беньофф.

330

12. Магматические ассоциации

Таблица 12.1. Средние химические составы толеитовых базальтов, развитых в разных тектонических обстановках, маc. %

Оксид	1	2	3	4	5	6	7	8
SiO2	51.7	51.1	51.4	50.0	50.2	50.8	48.5	50.1
TiO2	0.99	0.62	0.88	1.40	1.50	1.90	2.10	2.50
А1O3	16.3	17.6	18.5	15.8	16.5	14.7	14.7	14.1
FеОобш	10.1	9.7	10.1	10.4	9.6	12.6	12.4	11.4
MgO	8.4	7.4	5.2	7.9	7.2	6.1	7.4	8.5
CaO	8.5	10.2	10.8	11.4	11.5	10.5	11.8	10.4
Na2O	3.1	2.8	2.4	2.7	2.9	2.6	2.2	2.1
K20	0.5	0.4	0.4	0.2	0.3	0.5	0.4	0.4
P2O5	0.15	0.11	0.14	0.14	0.11	0.20	0.20	0.26

Примечание. 1—3 — подвижные пояса: 1 — офиолитовые пояса, 2 — ост­ровные дуги, 3 — орогенные интрузивно-вулканические пояса; 4—6 — кратоны: 4 — дно океанов, 5 — краевые моря, 6 — континентальные кратоны (трапповая ассоциация); 7,8 — океанические острова (7 — Исландия, 8 — Гавайские ост­рова)

С позиций тектоники плит, зоны Вадати-Заварицкого-Бень-оффа трассируют погружающиеся в мантию (субдуцированные) пластины океанской литосферы мощностью 80—100 км. На опреде­ленной глубине вещество погружающейся плиты испытывает деги­дратацию и частичное плавление. Возникающие при этом распла­вы и потоки летучих компонентов (преимущественно воды) проникают в мантийный клин, расположенный над зоной субдук­ции. По мнению многих исследователей, с зонами субдукции в те­чение длительных отрезков эволюции Земли связано образование магм, ответственных за формирование значительной части конти­нентальной коры. Упрощенная схема строения островной дуги с зо­ной субдукции показана на рисунке 12.3.

Углы наклона сейсмофокальных зон варьируют от 35 до 90°; оценки скорости субдукции также оказываются разными (0.9 см/год — Эоловая дута Средиземного моря, 10 см/год — Перу, Чили, Новые Гебриды); длительность субдукции изменяется от 5 до 200 млн лет.

В западной части Тихого океана сейсмофокальные зоны фикси­руются под островными дугами и окраинными морями, в восточ­ной — под активными континентальными окраинами андийского

331