Магматизм

Все магматические породы океанов являются производными мантийных расплавов, поскольку температура коры недостаточна для её плавления. Поскольку плавлению подвергаются ультраосновные породы (перидотиты), то выправление сколько-нибудь значительных объёмов средних или кислых расплавов невозможно и выплавки имеют ультраосновной и основной состав. Небольшое количество кислых и средних магм образуется в ходе дифференциации базальтовой магмы.

Наиболее широко распространённые магматические породы - океанические базальты – по составу соответствуют нормальнощелочным толеитами и достаточно однородны по химическому составу. Для них характерны низкие содержания щелочей, особенно калия, других крупноионных (Cs, Rb, Ba, Sr, La) и высокозарядных элементов (Ti, Hf, Ta, Nb) и, напротив, высокие - магния и кальция, что указывает на близость выплавляемых базальтов к первичным недифференцированным мантийным расплавам. Геохимические особенности уверенно указывают на формирование пород за счёт плавления деплитированной («обеднённой» щелочными элементами, U, Th, редкими землями и другими некогерентными элементами в результате многократного выплавления из нее магматических расплавов) мантии, находящейся на небольшой глубине. Такой геохимический тип базальтов получил наименование MORB (Mid-ocean ridge basalt) - базальт срединно-океанического хребта (Myashiro & Shido, 1975, р. 268), точнее N-MORB (нормальный базальт срединно-океанического хребта).

На некоторых участках, как в случае Исландии, зона СОХ совпадает с участком плюма, несущего глубинные щелочные базальты P-MORB типа (от plume – струя). Иногда используется номенклатура E-MORB (от enriched - обогащенный)

Ещё выделяются T-MORB (от transitional - обогащенный) - базальты переходного типа, обязанные своим происхождением, вероятно, влиянию плюмовых базальтов. Геохимический спецификой часто обладают базальты зон задугового спрединга, приуроченные к рифтам, развивающимся в тылу островных дуг. Вовлечение в плавление разнородных компонентов (осадочного слоя и др.) приводит к некоторому «геохимическому обогащению» базальтов.

Рисунок – Содержание РЗЭ и некогерентных элементов в базальтах разных геодинамических обстановок

Рекомендуемая литература

Хаин В.Е., Ломизе М.Г. Геотектоника с основами геодинамики: Учебник. – М.: Изд-во МГУ, 1995. (глава 5.3).

Тест рубежного контроля к модулю №3

модуль з. Процессы на конвергентных границах

Цель модуля - рассмотрение геодинамические обстановки конвергентных границ (границ, вдоль которых происходит столкновение литосферных плит). Рассматриваются процессы субдукции, обдукции и коллизии. Описание моделей процессов сопровождается данными о характерных особенностях строения, магматизма и осадконакопления геодинамических обстановок конвергентных границ.

Лекция 5. Субдукция

Субдукция – процесс поддвига океанской плиты под онтинентальную или другую океаническую. Зоны субдукции приурочены к осевым частям глубоководных желобов, сопряжённых с островными дугами (являющихся элементами активных окраин).

Субдукция является одним из ведущих геодинамических процессов на конвергентных границах литосферных плит - на субдукционные границы приходится около 80% протяжённости всех конвергентных границ.

При столкновении континентальной и океанической плит естественным явлением является поддвиг океанической (более тяжёлой) под край континентальной; при столкновении двух океанических погружается более древняя (то есть более остывшая и плотная) из них.

В ходе своей эволюции зоны субдукции обычно трансформируются в зоны коллизии (столкновения) типа “континент - континент” или “континент - островная дуга”.

В современном понимании, главный движущий механизм движения плит - медленные конвективные течения в подлитосферной верхней мантии. Второстепенное значение имеют затягивающая сила слэба, сопротивление мантии погружению в нее плиты (сила откатывания назад), отталкивание от хребта и другие отклоняющие напряжения. Активность вдоль зон субдукции во многом зависит от возраста литосферы, скорости конвергенции плит и совпадения направления субдукции с общим направлением течения мантийного материала. Чем моложе литосфера, выше скорость конвергенции и чем более направление субдукции противоположно преобладающему подлитосферному мантийному течению, тем положе падает сейсмофокальная плоскость - зона Беньофа.

Поверхностная морфология зон субдукции во многом определяется векторами перемещения плит относительно друг друга: если они движутся в одном направлении, но с разной скоростью, ось желоба смещается в сторону падения ЗБ, которая имеет более крутой наклон в нижней части (Марианский желоб); если одна плита неподвижна, а другая движется с постоянной скоростью, то ось желоба остается на месте, а ЗБ наклонена под углом 30-45° (Японский желоб); если плиты движутся навстречу друг другу с разной скоростью, то ось желоба смещается в сторону, противоположную наклону ЗБ, которая выполаживается (Чилийский желоб). Существенное влияние на форму островной дуги над зоной субдукции оказывает величина скорости конвергенции плит. При малой скорости (до 5 см/год) кривизна островной дуги обычно не превышает 10°. При скорости более 5 см/год она изменяется от 10° до 90° . Следовательно, по форме дуги можно судить о скорости субдукции. Предполагается, что наклон поглощаемой плиты не зависит от скорости конвергенции, если она меньше 10 см/год.