Внутриплитный магматизм

Внутриплитный магматизм не зависит от границ литосферных плит, что позволяет думать о его весьма глубинном источнике.

Типичными представителями внутриплитного магматизма яв­ляются обогащенные железом и титаном базальты и пикриты нор­мальной, умеренной и повышенной щелочности, а также различные щелочные породы калиево-натриевого и калиевого рядов. Области развития подобного магматизма нередко приурочены к сводовым поднятиям с поперечником до 200—300 км и сопровождаются гра­витационными и термическими аномалиями, связанными с об­ширными выступами астеносферы. В связи с этим внутриплитный магматизм называют также магматизмом горячих областей.

В настоящее время появление таких областей связывается с подъемом струй (плюмов) разогретого мантийного вещества, проекции которых на дневную поверхность представлены компакт­ными магматическими ареалами. Эти ареалы характеризуются дли­тельностью проявления магматических процессов и специфичес­ким, обычно умереннощелочным или щелочным, составом магм. Их размеры достигают десятков тысяч квадратных километров. Примером такой горячей точки является Южно-Байкальская, или Хамардабанская, расположенная в юго-западной ча­сти Байкальского рифта. Ее разви­тие началось в олигоцене-раннем миоцене (34—18 млн лет назад) с появления у южного окончания оз. Байкал медленно растущего свода и излияний Fe—Ti базальтов умеренной и повышенной щелоч­ности. Базальтовые излияния продолжались до конца миоцена. В плиоцене-голоцене начали преобладать долинные излияния.

В настоящее время на Земле выделено свыше 120 горячих точек, проявивших активность в позднем кайнозое. Корни горячих точек расположены значительно глубже подошвы литосферных плит и от­носительно неподвижны. Поэтому когда литосферные плиты про­ходят над такими точками, на их поверхности может возникнуть «магматический след». Ярким примером подобной ситуации явля­ется Гавайский подводный хребет и его северное продолжение — хребет Эмпириор, которые протягиваются в Тихом океане от Гавай­ских островов до Алеутского глубоководного желоба на расстояние около 6000 км. В пределах этого пояса расположены 107 вулканов; общий объем изверженных пород превышает 1 млн км³. Возраст вулканов последовательно становится моложе с севе­ра на юг. Самые древние извержения в северной части хребта Эм­пириор происходили 75-80 млн лет назад, а на Гавайских островах активная вулканическая деятельность продолжается на глазах чело­века.

Выделяются три главных типа внутриплитного магматизма, пространственно связанные: 1 - с областями континентального рифтогенеза; 2-е осями океанического спрединга; 3 - развитые вне связи с этими структурами. В целом не наблюдается существен­ных различий между характером проявления внутриплитного маг­матизма в пределах одного типа литосферы или конкретной геоло­гической ситуации, да и различия между внутриплитным магматизмом континентов и океанов также невелики и сводятся главным образом к более широкому развитию кислых членов маг­матических серий в континентальных блоках литосферы.

Строение и магматизм континентальных рифтов

Современные континентальные рифтовые области, обладая близкими параметрами строения и морфологии, существенно раз­личаются по масштабам развития магматизма. Одни рифтовые зо­ны (например, Байкальская) на протяженных участках лишены вулканических продуктов и в целом характеризуются сравнитель­но бедным набором магматических ассоциаций. Другие рифтовые области, ярким приме­ром которых являются зоны Восточно-Аф­риканской рифтовой системы, сопровожда­ются обильным и раз­нообразным вулканиз­мом. Магматические об­разования здесь при­надлежат толеитовой, умеренно- и высоко­щелочной сериям,как калиево-натриевой, так и калиевой. Они представлены главным образом Fe—Ti базаль­тами и пикробазальтами разной щелоч­ности, и в меньшей степени, щелочными породами, в том числе среднего и кислого со­става.

В развитии континентальных рифтов отчетливо выделяются две стадии. Для ранней (предрифтовой) стадии типичен общий подъем территории, при котором связь вулканизма со структурой рифта еще не выражена. Для этой стадии характерны излияния слабодифференцированных лавовых серий, представленных в од­них случаях монотонными толщами умереннощелочных оливиновых базальтов (Байкальский рифт, трапповая серия Эфиопского рифта), в других — фонолитами и щелочными ультраосновными по­родами (Кенийский рифт, Рейнский грабен). Вторая (собственно рифтовая) стадия отличается усилением тектонической активности, приводящей к образованию рифтовых впадин и горного рельефа. Вулканизм протекает главным образом в пределах рифтовых впадин, либо тяготеет к ним. Наряду с трещин­ными излияниями слабодифференцированных вулканитов повы­шенной щелочности в это время формируются вулканы централь­ного типа, с которыми связано появление дифференцированных серий.

Общая последовательность изменения составов в таких вулканах обычно сводится к смене ранних основных пород более по­здними кислыми. Иной тренд дифференциации наблюдается в вулканических центрах, сложенных щелочными породами с карбонатитами. Они известны в Рейнском грабене, но наиболее широко проявлены в Кенийском рифте. На стадии формирования главного вулканиче­ского конуса этих вулканов преобладают излияния нефелинитов и фонолитов, сопровождаемые агломератами и туфами того же со­става. На заключительных стадиях формируются потоки нефелини­тов, карбонатитов (вулкан Олдоиньо-Ленгаи), а также карбонатитовые аггломераты, туфы и пеплы.

Многие умереннощелочные базальты и нефелиниты континен­тальных рифтов и горячих точек содержат ксенолиты мантийного вещества, главным образом шпинелевых, реже гранатовых лерцолитов и вебстеритов, по-видимому, представляющих собой фраг­менты астеносферного вещества.

Внутриплитный магматизм океанов

Океанические зоны спрединга, особенно в Атлантическом и Ин­дийском океанах, нередко осложняются вулканическими острова­ми, расположенными либо на осях срединно-океанических хребтов либо на их флангах или склонах (см. рис. 12.2). Намечается зависи­мость характера магматизма от его приуроченности к главным мор-фоструктурам дна океана. Так, острова, расположенные на осях сре­динно-океанических хребтов (Исландия, Вознесения, Буве), образованы породами преимущественно толеитовой серии (ба-зальт-исландит-риолитовая ассоциация), тогда как острова на скло­нах хребтов (Св.Елены, Азорские, Тристан-да-Кунья, Гоф) пред­ставлены породами преимущественно K-Na умеренно-и высокощелочной серий, в том числе щелочной базальт-трахит-трахириолитовой, комендит-пантеллеритовой, фонолитовой, ще-лочно-трахитовой ассоциациями. Умереннощелочные базальты островов на срединно-океанических хребтах по сравнению с толеитами имеют более низкие содержания SiO₂, обогащены железом и титаном, а также щелочными металлами, особенно на­трием. Эти базальты обогащены также несовместимыми литофильными элементами-примесями: Ва, Nb, Sr, Rb, Zr, легкими РЗЭ.