Щелочные серии магматических пород кенийского свода




Главная
Новости
Строительство
Ремонт
Дизайн и интерьер
Строительная теплофизика
Прочность сплавов
Основания и фундаменты
Осадочные породы
Прочность дорог
Минералогия глин
Краны башенные
Справочник токаря
Цементный бетон




13.07.2017


13.07.2017


13.07.2017


13.07.2017


13.07.2017


13.07.2017


13.07.2017


13.07.2017


13.07.2017


13.07.2017





Яндекс.Метрика
         » » Щелочные серии магматических пород кенийского свода

Щелочные серии магматических пород кенийского свода

14.08.2017


Эта территория была выбрана в качестве следующего примера проявлений вулканизма в пределах континентов, поскольку здесь имеются доказательства извержений во вторую половину кайнозоя не только обильных лав (несколько тысяч кубических километров), но также широкого и интересного спектра серий магматических пород — от высокощелочных через базаниты и щелочные базальты до базальтов с промежуточной щелочностью. Кенийский свод является местом, где располагается часть Восточно-Африканской системы рифтовых долин, которая простирается как на юг далее в виде системы куполов и рифтовых долин Танзании и Малави, так и на север в Эфиопию (рис. 21). Важно понимать, что, несмотря на кажущееся субмеридиональное простирание системы рифтовых долин, цельными элементами, которые должны рассматриваться для петрогенетических целей, являются купола, поскольку, если не вдаваться в усложняющие детали, представляется, что последовательность составов, изверженных магматических пород и их объемы распределены в пространстве и во времени соответственно воздыманиям сопоставляемых куполов различного возраста. Рифтовые же долины, имея ширину около 50 км и глубину около 1 км и, таким образом, являясь заметной формой рельефа, тем не менее, малы по сравнению е куполообразными структурами, которые они пересекают. Купола имеют диаметр около 1000 км и максимальную высоту в центральной части до 2 км. Обычно три, реже четыре или два рукава рифтовых долин расходятся радиально из более или менее приближенной к центру части каждого зрелого купола. Современные скорости наращивания коры, являющегося явным отражением растяжения, в рифтовых долинах Восточной Африки очень незначительны, поэтому многие из этих долин существуют в течение, длительного времени без всяких признаков раздвижения плит. Однако вдоль других палеорифтовых долин раэдвижение плит происходило особенно заметно в относительно недавнем прошлом, например вдоль Аденского залива и Красного моря. Таким образом, мы в Восточной Африке являемся свидетелями определенного типа магматизма, который может (или не может) сопровождаться раздвижением плит.

В поддержку гипотезы, рассматривающей купола совместно с соответствующими им магматическими породами (горячие точки) как поверхностное выражение развивающихся мантийных потоков за период от разрушения Гондваны до настоящего времени, можно выдвинуть серьезное, хотя и умозрительное, предположение. Некоторые концепции, которые привели к этой гипотезе, были развиты в ряде работ: попытка выявить временную и пространственную закономерности распространения магматических ассоциаций рифтовых долин; обзор вулканизма Карру и распада Гондваны; развитие Африкано-Аравийского купола (эти две последние работы посвящены соответственно началу и концу Восточно-Африканского магматического цикла; более поздние отчеты об Афарском треугольнике, который безусловно является одной из наиболее критических территорий в смысле понимания существующего режима мирового тектогенеза/магматизма; распознавание свойств тройного сочленения, образовавшегося под действием мантийных потоков и приводящего либо к разделению плит, либо к «неудавшемуся руслу» (авлакогену).
Структурная эволюция Кенийского свода была восстановлена Б. Бейкером и Дж. Уоленбсргом после общей съемки всей Восточно Африканской системы рифтовых долин, проведенной Б. Кингом, Путем изучения формы и высоты хорошо сохранившихся миоценовых и позднеплиоценовых эрозионных поверхностен выяснено, что в раннемиоценовое время в центральной части Кении начались энейрогенические движения, выраженные локальным воздыманием и сбросообразованием, за которым следовало сначала воздымание купола, достигающее 300 м в позднем миоцене, а затем — за период от начала позднего плейстоцена до среднеплейстоценового времени — главное поднятие на 1400 м. Горизонтали суммарного подъема показывают, что территория, охваченная воздыманием, образует купол, имеющий в поперечнике примерно 1000 км, с максимальным воздыманием до 1700 м в центре, расположенном на экваторе (36° в. д.). От этого центра радиально расходятся три рукава рифтовых долин: два крупных, отходящих на север и на юг, образуют долину рифта Грегори, имеющую субмеридиональное простирание; третий — долина рифта Кавирондо, простирается в запад-юго-западном направлении (см рис. 21).
Первые протяженные рифтовые сбросы Кенийского свода развивались в раннем плейстоцене во время фазы максимального миоценового воздымания и затем были обновлены дальнейшим формированием рифтовых сбросов. До среднего плейстоцена шло их локальное омоложение. Результатом этого явилось формирование сложного грабена — рифтовой долины. Ширина рифтовых долин меняется от 60—70 км (Грегори) до 30—40 км (Кавирондо). В настоящее время разница между высотами краевого плато и дна рифтовых долин достигает 2 км, хотя относительно большая мощность почти одновременно образовавшихся вулканических пород в рифтовых долинах позволяет предположить, что суммарное смещение ограничивающих их сбросов достигает местами 3—4 км.
Магматические породы пространственно ассоциируются с центрами куполов. Например, в пределах Кенийского купола обильные лавы простираются примерно на 100 км вдоль рифтовой долины Грегори и имеют максимальную ширину выхода 500 км в пересечении куполообразной структуры с запада на восток. Более того, возраст извержения и состав лав следует общей последовательности разреза в каждом куполе.
На территории Кенийского купола вулканизм начал проявляться вдоль линии рифта Кавирондо непосредственно к западу от современного центра свода, определенного как максимальным воздыманием, так и пересечением трех рукавов рифтовых долин в раннем миоцене. Образовались крупные вулканы центрального типа, состоящие обычно из нефелинитовых и метанефелинитовых лав и пирокластических пород с подчиненными количествами базанитов, базальтов, фонолитов и трахитов. У некоторых сильно эродированных вулканов обнажены карбонатитовые ядра, фенитизированные основания и интрузивные тела, сложенные ийолитом и другими типами пород, характерными для карбонатитовых ассоциаций. В позднемиоценовое время произошло необычайно обильное извержение фонолитов в центральной части купола. Очевидно, они вытекали из трещин и широкими потоками заполняли зарождающийся рифт Грегори, а затем, заполнив его, стали изливаться на окружающие территории. По некоторым данным, эти кенийские фонолиты превышают по объему на несколько порядков все фонолитовые лавы, где-либо обнаруженные на земном шаре. С ними переслаиваются, особенно в нижней части разреза, нефелиниты, базаниты и базальты.
Далее прослеживание продолжающегося вулканизма Кенийского купола все более усложняется, поскольку не только более молодые вулканические породы перекрывают и скрывают древние, но также многочисленные типы магмы появились в разных частях купола и вызвали излияние различных лав. Например, оказалось, что в среднеплиоценовое время произошли обильные извержения нефелинитов и фонолитов па западе и юге; в позднем плиоцене — крупные извержения трахитов в центральной части купола, большая часть пород образовалась в виде игнимбритов. Нa периферии, к востоку от рифта Грегори, в течение позднего плиоцена и раннего плейстоцена сформировались грандиозные вулканы центрального типа — Кения и Килиманджаро, построенные в основном из щелочных базальтов, трахитов и фонолитов.
В позднечетвертичное время и до настоящего момента наблюдается четко выраженный переход к осевому вулканизму в рифте Грегори, кроме того, в осевой зоне купола накапливаются базальты и трахиты с небольшими объемами пантеллеритового трахита (первое появление пересыщенных кремнеземом пород). Сейчас мы видим (как на фотографии) состояние покоя в постоянно меняющемся мире, обусловленном эволюцией, неважно какой — тектонической, магматической или эволюцией жизни. Состав пород в рифте Грегори контрастирует с проявлением щелочных базальтов примерно в 200 км к востоку, а также небольших количеств нефелинита, фонолита и карбонатита на южной периферии купола; примерно в 350 км от центра свода располагается заметный упомянутый выше карбонатитовый влк. Олдоиньо-Ленгаи.

Химические различия богатого спектра молодых и свежих серий вулканических пород (табл. 18) хорошо видны на вариационной диаграмме (рис. 22) щелочи — кремнезем. Отметим, что ни один из выбранных представительных анализов табл. 18 не находится внутри поля субщелочных пород, т. е. ниже границы между щелочными базальтами и толеитами, проведенной Дж. Макдональдом и Т. Кацурой.
Выше приведено упрощенное описание сложной вулканической провинции, которая более детально изучена Л. Вильямсом, а также Б. Кингом и Г. Чепменом. П. Харрис впервые обнаружил элемент периодичности в изменении вулканических пород рифтовой долины и представил возможное объяснение этой периодичности, которое хорошо согласуется с моделями мантийных потоков.

П. Харрис начал исследования с противопоставления химического состава БСОХ и более щелочных мафических пород, найденных на крыльях хребта и в океанических бассейнах, и по отношению к тому, что мы сейчас постигаем, сделал в высшей степени прозорливое замечание: «Сейчас никто, по-видимому, не обсуждает, существует ли какое-либо закономерное изменение в типе базальтов или потоке тепла вдоль (курсив автора) системы океанических хребтов». Затем он тщательно выполнил такое исследование в условиях рифтовой долины, прослеживая состав молодых лав вдоль главной оси Восточно-Африканской системы рифтовых долин, обратил внимание на океанические толеиты в Красном море, субщелочные лавы с продуктами фракционирования комендита в Адене, явно более щелочную природу лав, окружающих Эфиопскую рифтовую долину, по сравнению с лавами внутри нее, и на другие особенности, типичные для Кенийского купола. Затем им была рассмотрена временная характеристика путем прослеживания последовательных изменений в вулканической деятельности.
П. Харрис пришел к выводу, что, скорее всего, вулканизм приурочен к участкам пересечения рифтов (в центральных частях куполов), где он, похоже, имеет менее щелочной характер, чем в областях, удаленных от центра как вдоль оси рифтовой долины, так и перпендикулярно к ней. По мере излияния лав в центре купола их состав становится менее щелочным. Это изменение также проявляется позже на участках, радиально удаленных от центра. П. Харрис сопоставил типы магмы с вероятной глубиной ее генерации, причем ее щелочность ослабевала с уменьшением глубины, эта связь наиболее правдоподобно объяснялась изменением геотермических градиентов в верхней мантии на протяжении длительного времени — десятков миллионов лет. Наименьший геотермический градиент, таким образом, коррелировался бы с наиболее щелочными продуктами (кимберлиты, мафические породы с высоким содержанием натрия, нефелиниты и т. д.), а наибольший геотермический градиент — с толеитовыми породами (не представленными в пределах Кенийского купола). Другими словами, часть последовательности ультраосновные щелочные породы — базаниты — щелочные базальты — трансщелочные базальты — толеиты может быть распознана: а) в постоянно омолаживающемся разрезе любого центра купола; б) на большем или меньшем радиальном расстоянии от центра купола в любой момент времени, более щелочные породы располагаются дальше от центра.
Рассмотрение предварительно представленных данных показывает, что распределение изверженных пород, развитых на Кенийском куполе, вполне соответствует этой модели, и различные изверженные породы могли быть выделены из первозданных магм, образовавшихся в восходящем мантийном потоке.
Гравитационный профиль Буте через Кенийский купол показывает широкую отрицательную аномалию, пересекающую купол, с меньшей по площади, но большей по значению положительной аномалией над рифтовой долиной. После введения дальнейших допущений, учитывающих сильное влияние, оказываемое присутствием менее плотных вулканических пород на бортах и на дне долины мощностью в несколько тысяч метров, остаточное значение может соответствовать значению модели, изображенной на рис. 23. Широкое тело относительно низкоплотностных пород верхней мантии (относительно горячая вершина мантийного потока?) под куполом перекрывается относительно плотными породами внутри коры под рифтовой долиной (мафические магматические породы, представляющие дополнительную фракцию обильных претерпевших фракционирование фонолнтов и трахитов на поверхности?). При этом в результате такого механического внедрения магматических пород в кору могло произойти некоторое «раздвижение плит», но на основании обнажений пород фундамента на поверхности устанавливается максимальный верхний предел такого раздвижения всего в 10 км с миоценового времени.