В отличие от Гавайев Исландия представляет собой аномальное явление среди океанических островов.  Её отличает значительная мощность мафической коры, достигающая, по разным оценкам от 30 до 50 км. Исландия приурочена к так называемому Гренландско-Фарерскому порогу, пересекающего Северную Атлантику в виде своеобразного моста с остатками континентальных блоков.

       Формирование впадины Северной Атлантики началось около 80 млн. лет назад при расколе древнего суперконтинента. Образование Срединно Атлантического хребта, пересекающего Исландию, началось не более 15 млн. лет назад.

       Геологическое строение Исландии определяется её приуроченностью к осевой зоне САХ, в результате чего сформировался субмеридиональный структурный план, который осложняется субширотными глубинными разломами. Расположение современных вулканов контролируется как продольными (относительно оси САХ) так и поперечными разломами. Сама по себе вулканическая постройка о.Исландия имеет куполообразное строение, обусловленное наличием горячей разуплотнённой астеносферной линзы под ней, где температура базальтового ликвидуса (1200°С) наблюдается на глубине 30 км, тогда как в соседних частях океана на соответствующей глубине температуры на 300°С ниже.

В основании видимого разреза Исландии залегают миоценовые наземные платобазальты, мощностью 8-10 км, образовавшиеся в результате трещинных излияний. Это афировые и порфировые оливин-плагиоклазовые базальты, подвергшиеся цеолитизации и пропилитизации. Среди платобазальтов в подчинённом количестве присутствуют продукты деятельности вулканов центрального типа, сложенные дифференцированными сериями базальтов, андезитов, риолитов, игнимбритов, сопровождаемые пирокластическими образованиями. С платобазальтами связаны рои долеритовых даек, силлы и небольшие штоки габбро-гранофиров, габбро-перидотитов, анортозитов и диоритов.Платобазальты Исландии идентичны третичной платобазальтовой Британо-Арктической провинции. Выше платобазальтов залегают разнообразные осадочные и вулканогенные породы, сформировавшиеся как в подводных так и в наземных условиях. Помимо трещинных излияний большую роль играют постройки центрального типа, сложенные породами, варьирующими по составу от базальтов до риолитов.

       Венчают разрез исландии плейстоценовые и голоценовые вулканиты, изливающиеся в пределах молодых рифтогенных структур. Выделяются две гавные вулканические зоны: Западная, являющаяся продолжением хребта Рейкьянес, и Восточная, слепо заканчивающаяся на шельфе и характеризующаяся наиболее интенсивным вулканизмом. В настоящее время известно около 200 вулканических аппаратов трёх морфологических типов: эруптивные трещины, изливающие базальтовые лавы типа трапповых, щитовые базальтовые вулканы и сложные вулканы центрального типа, с которыми связаны дифференцированные серии, главная масса кислых пород и пирокластики. К этому типу относятся известные вулканы Гекла и Аскья.

       Все три комплекса Исландии бимодальны: базальты составляют 85-90% всех вулканитов, кислые разности 11 – 12 %, средние менее 3%. Характерная черта Исландии – незначительное развитие щелочных пород, высокие содержания железа и низкие глинозёма.

       Неогеновые платобазальты по нормативному составу относятся к оливиновым и кварцевым толеитам. В составе вулканических серий центральных вулканов прослеживается вся гамма переходных разностей от пикритобазальтов, обогащённых кумулятивным оливином, до риолитов. Плиоцен-плейстоценовые базальты отличаются от неогеновых повышенной магнезиальностью, пониженной щёлочностью и, соответственно, меньшим содержанием крупноионных элементов.

       Четвертичные базальты более разнообразны по составу, по сравнению с более древними. Среди них выделяются толеитовые и субщелочные разности.

Кислые породы в современных вулканах фациально разнообразны. Это лавовые потоки, игнимбриты, пемзы, экструзии, малоглубинные интрузивные тела. Глубина магматических камер, поставляющих кислые магмы, составляет 3-5 км. Характерная особенность кислых пород, унаследованность состава от связанных с ними базальтов, в частности, риолиты имеют аналогичный базальтам характер и тип щёлочности. Породы среднего состава обогащены железом и являются петротипом исландитов, связанных с толеитовыми сериями. Ещё одна характерная особенность Исландии – наличие смешения базальтовых и риолитовых расплавов, это эмульсия риолитов в базальтах, включения базальтовых шлаков в риолитах, сложные дайки базальт-риолитового состава, иногда с явлениями гибридизма на контактах базальтов и риолитов.

       Изотопные отношения в исландских вулканитах варьируют от типичных для СОХ до типичных для океанских островов.

       Относительно большие объёмы кислых пород Исландии делают её удобным полигоном для решения многих петрогенетических вопросов, в частности происхождения кислых пород океанских островов. Восстановительные условия при образовании исходных базальтов приводят к накоплению в них железа, вплоть до образования ферробазальтов как в толеитовых, так и в щелочных сериях. Содержание воды в ферробазальтах повышается до 1.5 – 2%, что вызывает интенсивное окисление на уровне ферробазальтов. Окисление сопровождается дегазацией расплавов и приводит к интенсивной кристаллизации магнетита. Фракционирование магнетита приводит к очень быстрому обогащению остаточного расплава кремнезёмом, вплоть до образования риолитов.

Таким образом, магматизм Исландии отличается как от магматизма СОХ (наличие кислых пород), так и от магматизма океанических островов (незначительное количество щелочных поролд). Несмотря на большую мощность коры сиалический слой под Исландией отсутствует. Все эти особенности определяются тем, что Исландия представляет собой наиболее яркий пример совпадения мантийного плюма, типа гавайского, и восходящего потока мантийной конвекции, над которым сформировалаь и продолжает существовать магматическая система Срединно-Атлантического хребта.

Происхождение и эволюция вулканических пород океани­ческих островов

На основании данных экспериментальной петрологии и термобарометрии рассчитаны составы расплавов, равновесных с приликвидусными парагенезисами вулканитов (Ol+Crt (Sp)) океанических остро­вов. Составы первичных расплавов оказались очень магнезиальными. Для о-вов Гавайи и Реюньон в Индийском океане они близки к коматитам для толеитовых (18-21% MgO) и к пикритам для щелочных (17-20% MgO) серий при температурах магмогенерации, достигающих 1б50-1490°С, и давлениях 27,5 и 35,5 кбар соответственно. Температура начала кристал­лизации для оливина – 1450 -1180°С в толеитовых и 1390-1170°С в суб­щелочных магмах, давления - 1,3 и 3,5 кбар. Близкие значения давления (30 кбар) и несколько более низкие температуры (1300°С) магмогенерации приводятся и для островов Атлантики (Гран-Канария, Гоф, Тристан-да-Кунья), где составы первичных магм близки к пикробазальтам с MgO=16,5-17,5%. Вариации физико-химических условий связаны с различиями в содержании флюидных ком­понентов, с разным составом магмогенерирующих субстратов и со степенью плавления, что подтверждается вариациями элементов-примесей и изотопных отношений. Для толеитовых серий предполагается степень плавления 20-34% с гарцбургитовым реститом, а для щелочных и субщелочных - от первых процентов до 24% с реститом гранатового перидоти­та. Однако обогащенность щелочных расплавов наиболее когерентными элементами заставляет предполагать, что столь высокая степень плавления субстрата при генерации щелочных магм достигается редко.

На основании данных о разнообразии вещественного состава вулканов, как существенно отличающихся от базальтов СОХ, так и близких к ним предполагается, что в образовании магм океанических островов участвуют различные мантийные источники. Наибольший объем мантийного вещества поступает из глубинной примитивной недегазированной мантии, возможно не испытавшей предшествующего плавления, с которой в раз-ных пропорциях может смешиваться менее глубинная истощенная мантия, начальная для базальтов срединных хребтов. Изотопные исследования позволяют также предполагать, что в вулканических породах некоторых стровов присутствует материал океанической или континентальной коры.

Иной состав источника, большие глубины начала плавления, более низкая его степень и более высокое содержание летучих компонентов оп­ределяют обогащение некогерентными литофильными элементами внутриплитных вулканических пород по сравнению с породами СОХ. Среди них значительную роль играют субщелочные и щелочные их представите­ли. Преимущественно натриевый тип щелочности объясняется тем, что калиевые расплавы, которые нельзя получить в результате простого уме­ньшения степени плавления, образуются из аномальной, обогащенной ли­тофильными элементами мантии.

Итак, согласно приведенным выше физико-химическим параметрам магмогенерации, а также на основании изменения составов выносимых различными вулканитами ксенолитов и родственных включений глубины, на которых происходит обособление первичных расплавов, равновесных с вмещающим субстратом, соответствуют для толеитовых магм глубинам устойчивости шпинелевых (около 70-80 км), а для щелочных - гранатовых (около 100 км) перидотитов. Наличие гранатов в источнике щелочных магм подтверждается дефицитом тяжелых редких земель в породах щелочных серий, для которых гранат выступает как концентратор. Высокие температуры начала кристаллизации первичных магм на относительно небольших глубинах (4-20 км), могут рассматриваться как следствие адиабатической декомпрессии при подъеме мантийных диапиров, порождающих "горячие точки". Величины глубин, с которых поднимаются мантийные диапиры, дискуссионны. Многие исследователи считают местом зарождения диапиров границу фазового перехода на глубине 670 км, отраженную в сейсмических параметрах и представляющую собой сопряжение конвективных ячей при двуслойной конвекции. Другие опускают его до границы ядро/мантия. В последние годы большинство исследователей склоняются ко второй точке зрения.

Дальнейшая эволюция магм происходит в малоглубинных магматических камерах. Помимо геофизических данных, свидетельствующих о наличии таких камер на глубинах от 16-20 до 4-5 км имеется немало доказательств того, что эволюция магм именно в этих малоглубинных очагах определяет наличие протяженных серий океанических островов, преимущественно в результате кристаллизационной дифференциации. К ним относятся: генетическое родство пород в одной и то же магматической структуре, проявляющееся в линейной корреляции в диаграммах петрогенных и редких элементов; наличие "сквозных" минеральных фаз, а также многочисленные включения интрузивных аналог вулканических пород, свидетельствующие о существовании под вулканическими постройками малоглубинных интрузивов, родственных вулканитам.

Толеитовые серии океанических островов дифференцированы отно­сительно слабо, хотя и сильнее, чем толеиты СОХ. На примере Гавайев показано, что главным фактором эволюции толеитовой магмы является малоглубинная дифференциация с фракционированием оливина (влк. Килауэа), или оливина, пироксена и плагиоклаза (вулк. Мауна-Лоа). Кристаллизационная дифференциация доказана и для ряда серий островов Южной Атлантики. Вариации в составе отделяющихся фаз определяют главные тренды эволюции: железистый, наиболее распространенный, связанный с "восстановленностью" флюида и анортозитовый, свойственный чаще слабо подщелоченным сериям. Восстановительные условия в большинстве толеитовых серий определяют незначительное количество связанных с ними кислых пород. Редкие исключения (о-ва Исландия, Пасхи) представлены рядами высокомагнезиальный базальт – ферробазальт – исландит – дацит - риолит, в которых накопление железа на ранних стадиях эволюции сменяется накоплением кремнезема на поздних, связанным с интенсивным окислением системы на стадии ферро-базальтов. Анортозитовый тренд возникает при обогащении базальто­вых расплавов глиноземом в случае повышенного общего давления или давления летучих.

Примитивные щелочные расплавы также эволюционируют по феннеровскому тренду с накоплением железа до стадии ферробазальтов. Дальнейшая эволюция может идти двумя путями: с прямой зависимостью между щелочами и кремнеземом и с перегибом сериальных кривых в сторону более низкого содержания щелочей на поздних этапах эволюции (о-ва внесения, Буве). В первом случае происходит закономерное накопление щелочей по мере дифференциации, что приводит к появлению недосыщенных трахитовых или фонолитовых составов (о-ва Тристан-да-Кунья, Святой Елены, Тринидад, Принсипе и др.). Главным механизмом эволюции в этих сериях является кристаллизационная дифференциация. Во втором - перегибы обусловлены флюидно-магматическим взаимодей-твием, возникающим в низкотемпературных расплавах, достигающих стадии насыщения флюидами. По мере увеличения кислотности флюидов в процессе эволюции возникают явления выщелачивания в приповерхностных магматических камерах. Натрий выносится обычно более интенсивно связи с его большим сродством к флюиду по сравнению с калием. Однако в зависимости от состава флюида возможны и обратные соотношения. Соответственно остаточный расплав обогащается в первом случае калием, во втором — натрием. Возникновение окислительных условий по мере накопления флюидов, приводящее к фракционированию магнетита, может оказаться достаточным для преодоления термального барьера между нефелин- и кварцнормативными составами при низких давлениях. В этом случае в качестве крайних членов щелочных и субщелочных серий появляются кварцнормативные составы — кварцевые трахиты, пантеллериты и комендиты (о-ва Вознесения, Азорские в Атлантическс океане, Амстердам и Сен-Поль в Индийском).

Итак, главным фактором эволюции вулканических серий океанических островов является кристаллизационная дифференциация. На поздних стадиях эволюции к ней присоединяется флюидно-магматическая дифференциация, наиболее эффективная в щелочных магмах, более богатых летучими. Щелочные серии, как правило, более дифференцированы, чем серии нормальной щелочности. Возможно также смешение магм в случае подтока новых ее порций из глубины. Предполагается также десиликация и соответственно ощелочение расплавов вследствие взаимодействия с мантийным субстратом.

Эволюция и пространственное распределение вулканических ассо­циаций океанических островов, выраженные в смене разнотипных ассо­циаций во времени и в пространстве, весьма разнообразны и отражают геологическую историю островов.

1. Смена во времени ассоциаций толеитовых базальтов субщелочны­ми и щелочными. Эта закономерность хорошо прослеживается в пределах отдельных островов (Гавайи, Галапагосы, Самоа, Канарские, Родригес и др.), а также в пределах целых океанов. Так, в Тихом океане самые высокощелочные серии свойственны тем островам, которые начали развивать­ся еще в третичное время.

2. Зависимость типа магматических ассоциаций от особенностей гео­логической истории островов. Отклонения от наиболее распространенных типов серий обнаруживают те из них, которые развиты на аномаль­ной для океанов коре. Так, крайне щелочные ассоциации с карбонатитами развиты на о.Фернанду-ди-Норонья, который связан обла­стью шельфа с Бразилией, где известны аналогичные магматические по­роды; серия о-вов Зеленого Мыса, содержащая нефелиниты, ийолиты, карбонатиты, тождественна магматическим комплексам Запад­ной Африки и тяготеет к ней пространственно. Эти острова имеют юрское, а возможно, и более древнее основание. Острова, характеризующиеся аномально высокими для океана объемами кислых пород (Исландия, Кергелен и др.), имеют земную кору, сопоста­вимую по мощности с континентальной. О зараженности щелочно-базальтовой магмы некоторых из этих островов коровым материалом говорят как высокие отношения стронция, так и необычно высокие содержания калия в породах по сравнению с общим натриевым характером океанических вулканитов.

3. Зависимость типа магматических ассоциаций от положения остро­вов в том или ином регионе Мирового океана. Так, магматизм островов Атлантического океана в целом более щелочной, чем магматизм Тихого. Этот факт был отмечен еще в начале века и получил отражение в выделе­нии Атлантической щелочной провинции. Широкое развитие менее глубинного и более объемного толеитового магматизма в Тихом океане, так как и большая плотность подводных одиночных вулканов в отдельных его частях, позволяет говорить о повышенной глубинной активности Тихоокеанского региона, способствовавшей выплавлению магм с меньших уровней и в большем объеме.

Л Е К Ц И Я № 17

МАГМАТИЗМ ОСТРОВНЫХ ДУГ