Магматизм в современных деструктивных обстановках

К деструктивным, или конвергентным, геодинамическим обстановкам 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.

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.
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 типа. Наличие таких зон устанавливается и в пределах Альпийско-Гималайского подвижного пояса, который протягивается от Альп через Турцию и Иран до Гималаев и Юго-Восточной Азии. Остров­ные дуги, континентальные окраины и зоны коллизии составляют мировую систему деструктивных границ литосферных плит, по мас­штабам не уступающую мировой системе океанских рифтов (см. рис.).

Схема строения зоны субдукции под островной дугой Серии магматических пород: 1 — повышенной щелочности, 2— известково-щелоч-ная, втом числе гранитоиды (3), 4— толеитовая островодужная, 5— магматические породы, промежуточные между известково-щелочными и толеитовыми острово-дужными сериями; 6 — породы амфиболитовой фации метаморфизма в океанской коре; 7— породы эклогитовой фации метаморфизма в океанской коре; 8— кора ос­тровной дуги; 9 — океанская кора (а — осадки, б — толеитовые базальты, ультрама-фиты, габброиды и другие магматические породы); 10— мантийные диапиры с зо­нами магмообразования; // — зона интенсивного сжатия, складчатости и надвигообразования; 12— области магмообразования; 13 —зона воздействия вод­ного флюида; 14— вероятные пути перемещения магм; 15 — литосферная мантия; 16 — астеносферная мантия

Важнейшей особенностью магматизма деструктивных обстановок является средний, в целом андезитовый его состав при ши­роких вариациях кремнекислотности, щелочности и железистости. Для большей части изверженных пород типичны низкие содержа­ния титана и повышенные содержания алюминия.

Магматизм островных дуг. Современные островные дуги пред­ставляют гряды (гирлянды) островов, вытянутые вдоль дугообраз­ных линий и расположенные в зонах перехода от континентов к оке­анам. Островные дуги в Средиземном море не обнаруживают явной связи с океаническими впадинами. Наиболее распространены ос­тровные дуги в западном обрамлении Тихого океана, где они про­тягиваются от Алеутских и Курильских островов на севере до Но­вой Зеландии на юге.

Главными морфологическими элементами активных остров­ных дуг и прилегающих пространств являются: 1) глубоковод­ный желоб — узкий прогиб, отделяющий островную ду­гу от океана; глубина неко­торых желобов превышает 7 км; 2) гряда островов, уда­ленных на несколько десят­ков километров от желоба; на этих островах нет дейст­вующих вулканов; 3) внутридуговой прогиб (рифт), отделяющий амагматичные острова от параллельной гряды, к которой приуроче­ны активные вулканы; 4) гряда островов с действу­ющими вулканами, удален­ными на 100 км и более от глубоководного желоба; обычно выделяется относи­тельно узкая зона наиболее интенсивного вулканиз­ма — вулканический фронт, параллельный желобу;
при движении от этого фронта в сторону континента интенсив­ность вулканизма ослабевает; 5) впадина краевого моря глубиной до 3 км, отделяющая островную дугу от континента.

Островодужные вулканические ассоциации состоят из базаль­тов, андезитов, дацитов и риолитов. Преобладают основные и сред­ние породы. Особенно характерны андезиты и андезито-базальты. Поэтому островные дуги по периферии Тихого океана часто называют андезитовым кольцом. В подчиненном количестве встречаются умереннощелочные и еще реже высокощелочные вул­каниты.

Островодужные базальты чаще всего представлены гиперстен-нормативными породами с относительно низким содержанием MgO (< 6-8 мас. %) и высоким содержанием А1₂О₃ (> 16-18 мас.%); такие базальты называют высокоглиноземистыми. Для них харак­терны низкие содержания Ni, Сг и высокозарядных катионов: Ti, Nb, Zr. Среди кислых пород наиболее распространены дациты и риодациты, которые обычно отличаются повышенной известковистостью.

Островные дуги в целом и их сегменты эволюционируют во вре­мени и находятся на разных стадиях тектономагматической «зрелости», которая определяется типом фундамента, набором магматиче­ских ассоциаций и последовательностью их формирования. К юным дугам относятся внутриокеанские дуги (Марианская, Тонга-Кермадекская, Южно-Сандвичева), имеющие малую мощность зем­ной коры, лишенную гранитно-метаморфического слоя. Для этих дуг характерны базальтовая (преимущественно островодужные толеиты), базальт-андезитовая, базальт-плагиориолитовая, базальт-андезит-риолитовая, а также бонинитовая ассоциации.

К развитым дугам принадлежат преимущественно окраинно-океанские дуги с более мощной (30-40 км) корой, отдельные уча­стки которой имеют субконтинентальный и континентальный ти­пы строения (Курильско-Камчатская, Алеутская дуги). Среди магматических образований преобладают породы известково-щелочной серии, преимущественно андезиты и дациты, расположен­ные стратиграфически выше пород начальной толеитовой серии, аналогичных развитым в юных дугах. Интрузивные образования представлены диорит-гранитной, габбро-долеритовой и габброгранитной ассоциациями (Алеутская дуга). Для развитых дуг, помимо известково-щелочной серии, характерна также шошонитовая ассо­циация. Образование последней нередко связывается с существо­ванием уже имевшегося или новообразованного гранитно-мета­морфического слоя коры, оказывавшего существенное влияние на состав мантийных магм. Их интрузивными аналогами являются разнообразные монцониты и сиениты.

Зрелые дуги — это крупные, нередко полициклически развивав­шиеся системы, обладающие мощной континентальной корой, сформированной в ходе предыдущих этапов геологической дея­тельности и отчлененной от материка в результате задугового спрединга (Япония, Филиппины, Индонезия).

В зрелых островных дугах известны породы всех магматических серий, объемные соотношения которых значительно варьируют. Среди магматических образований преобладают породы известко­во-щелочной серии. При этом существенно возрастает значение плутонических ассоциаций тоналит-гранодиорит-гранитного соста­ва и средних пород повышенной щелочности: сиенитов, монцонитов и комагматичных им эффузивных образований, кислых чле­нов шошонитовой серии, а также вулканитов калиевой щелочной серии, в частности, низкотитанистых лампроитов.

Магматизм активных континентальных окраин. Типичным при­мером магматизма активных континентальных окраин являются ассоциации Анд, вытянутых вдоль западного побережья Южной Америки. Континентальное основание Анд формировалось в ре­зультате тектонических и магматических процессов, происходивших на протяжении всего фанерозоя.

Как и в островных дугах, здесь наблюдается отчетливая зональность вкрест простирания вулканического пояса по мере удаления от глубоководного желоба в сторону континента, обусловленная сменой известково-щелочных вулканитов (преимущественно андезитов и риолитов) породами шошонит—латитовой ассоциации. В самом тылу разви­ты разнообразные базальты.

Плутонические породы позднего кайнозоя участвуют в строении крупных батолитов, формирование которых началось еще в позд­нем палеозое. В пределах батолита кайнозойские плутоны расположены на наибольшем удалении от Тихого океана. Среди них преобладают диориты, гранодиориты и тоналиты; в подчинен­ном количестве встречаются габбронориты.

Продольные вариации составов изверженных пород в значитель­ной степени определяются строением фундамента. В пределах тер­риторий с преимущественно базитовым мезозойским складчатым основанием (Северные и Южные Анды, южная часть Централь­ной Америки, Береговой хребет Северной Америки) широко рас­пространены основные и средние породы; на участках с более древ­ним сиалическим основанием (Центральные Анды, Гватемала, Сальвадор) преобладают кислые породы.

Задуговые впадины, как правило, залитые краевыми морями, яв­ляются характерным элементом деструктивных обстановок. Это об­ласти задугового спрединга, где так же, как и в СОХ, может происходить новообразование океанической коры.

Земная кора задуговых морей обычно имеет сложное строение. В большинстве случаев наблюдаются как фрагменты утоненной (20-30 км) коры континентального типа, так и участки новообра­зованной коры океанического типа. Характер базальтового магматизма задуговых морей в целом аналогичен океанскому.

Магматизм коллизионных зон, образованных при столкновении континентальных плит, в целом близок к магматизму островных дуг и активных континентальных окраин. Типичным примером колли­зии континент-континент является Альпийско-Гималайский по­яс, возникший в конце мела-начале палеогена и продолжающий свое развитие в настоящее время. В результате образовался огромный пояс кайнозойского андезит-латитового вул­канизма, протягивающийся через всю Евразию от Альборанского моря до Индонезийско-Бирманской дуги.

Шовные (сутурные) зоны этих структур трассируются систе­мами надвигов, образующими дугообразные горные хребты (Аль­пы, Карпаты, Гималаи). В тыловой части этих структур, повторяя их конфигурацию, распо­лагаются вулканические дуги, сложенные известково-щелочной, ка­лиевой умеренно-щелочной (шошонит-латитовой) и иногда кали­евой низкотитанистой щелочной сериями. В центре структур располагаются депрессии с утоненной корой промежуточного или океанического типа, для которых во многих случаях характерен интенсивный базальтовый вулканизм.

Важной особенностью зон коллизий является развитие в них ин­трузивных гранитоидов. В настоящее время выделяются два типа та­ких массивов: гималайский и альпийский. К первой группе относят­ся ультракислые недифференцированные лейкограниты, аналогичные неогеновым гранитам (12-30 млн лет) Гималаев. Они образуют лакколиты, силлы и более крупные плутоны в метаморфи­ческом фундаменте. Граниты альпийского типа в значительной мере аналогичны гранитам активных континентальных окраин. Они часто образованы серией пород от габбро-норитов до гранитов с пре­обладанием последних. Типичными примерами являются кайно­зойские гранитоиды Альп и новейшие интрузивы Кавказа (2.5-1.9 млн лет).