Большие объемы плато-базальтов и их выдержанность по составу заставили геологов предположить, что эти породы соответствуют недифференцированной или первичной магмам. В настоящее время петрологи склонны думать, что плато-базальты относятся к продуктам достаточно далеко зашедшей фракционной кристаллизации первичных магм.
Сопоставляя степень кристаллизации исходных магм, необходимую для возникновения плато-базальтов, с количеством первичных магм, образующихся при частичном плавлении перидотита мантии, можно вычислить объем материала мантии, участвующего в формировании плато-базальтов. Для базальтов реки Колумбия такой объем эквивалентен слою толщиной около 80 км, располагающемуся под плато-базальтами. Эта пластина составляет лишь небольшую часть мантии.
Распределение и возраст
Кайнозойские плато-базальты характеризуются одной отличительной морфологической особенностью: они образуют плоские плато, протягивающиеся на несколько десятков и даже сотен километров. Эти плато располагаются в пределах устойчивых континентальных районов вне Тихоокеанского орогенического пояса (табл. 1). К таким районам относятся Южный Вьетнам (третичный до плейстоценового возраст), восточная Маньчжурия (от миоценового до современного возраста) [2], северная и центральная части Британской Колумбии (от третичного до плейстоценового возраста?), плато реки Колумбия (от среднемиоценового до позднеплиоценового возраста) [8, 9, 10], плато реки Снейк в штате Айдахо (от плейстоценового? до современного возраста), плато Патагонии в южной Аргентине (от миоценового до современного возраста) [6] и, возможно, плоскогорье, расположенное в восточной части Земли Грейама, Западная Антарктида.
К другим широко известным плато относятся плато Декан в Индии (поздний мел — ранний эоцен) [7, 4], плато, расположенное к востоку от Мертвого моря (плейстоцен), и обширный район, протягивающийся от западной Шотландии до Гренландии (эоцен), где существует, по-видимому, несколько самостоятельных полей плато-базальтов. Известны также плато-базальты более древнего возраста, которые не сохранили отличительных морфологических особенностей из-за глубокой эрозии или в связи с тем. что они перекрыты более молодыми осадками. Среди таких более древних плато-базальтов можно назвать базальтовые лавы, ассоциирующие с триасовыми долеритами Карру в Южной Африке; базальты, связанные с триасовыми силлами долеритов в Нью-Джерси; триасовые или юрские лавы бассейна Параны в южной Бразилии и Уругвае; позднепермские — раннетриасовые лавы бассейна Тунгуски; раннедокембрийские лавы северного Мичигана и Миннесоты, ассоциирующие с габбро Дулут и другими пластовыми интрузиями. Еще большее число примеров можно, вероятно, обнаружить среди докем-брийских образований.
Тип извержений
Замечательная особенность плато-базальтов — малый объем пирокласти-ческого материала, переслаивающегося с лавами. Мощность отдельных лавовых потоков колеблется от 2 до 50 м; иногда они протягиваются на несколько десятков километров. Все это свидетельствует об очень спокойном, без взрывов, излиянии жидкой лавы.
Лава часто использует многочисленные протяженные трещины, расположенные в различных частях плато. Если излияния происходят по отдельным вулканическим жерлам, то лавовые плато можно рассматривать как группу многочисленных плоских щитовых вулканов. Плато-базальты реки Колумбия и плато Декан формировались в ходе трещинных излияний, а небольшие плато в восточной Маньчжурии (табл. 1), плато реки Снейк и Патагонии [6] образовались в результате деятельности многочисленных жерл.
Развитие трещин и вулканических жерл по всей площади плато свидетельствует о том, что магмообразование происходило во всей подстилающей плато области.
Тиррелл [6] отметил, что трещинные излияния обычно создают значительно большие по площади плато, чем плато-базальты, формировавшиеся в результате деятельности отдельных жерловин. Кроме того, лавы трещинных излияний представлены обычно пересыщенным кремнеземом базальтом (толеитом), в то время как лавы жерловин недосыщены кремнеземом (щелочной оливиновый базальт). Однако связь между типом излияния и составом магмы довольно сложна (см. ниже).
Петрология
Плато-базальты дают полный ряд пород от толеитов1 до щелочных оливиновых базальтов, причем содержание Al2O3 остается примерно постоянным и составляет около 15% для всего ряда. Это отличает плато-базальты от базальтов Тихоокеанского кольца; для последних характерно наличие высокоглиноземистого базальта (Al2O3 > 16,5%) — промежуточной породы между относительно бедными щелочами толеитами (содержание Al2O3 около 15%) и щелочными оливиповыми базальтами (содержание Al2O3 около 15%). Однако высокоглиноземистый базальт может встречаться и среди плато-базальтов.
Сравнительно небольшие массы плато-базальтов, примером которых может служить восточноманьчжурская, почти нацело состоят из щелочных оливиновых базальтов в ассоциации с некоторым количеством гавайитов и муджиеритов, образовавшихся из той же магмы [2], однако плато Туньнинь (табл. 1) сложено толеитами и высокоглиноземистыми базальтами.
Плато-базальты западной Шотландии и Южного Вьетнама характеризуются наличием как щелочного оливинового базальта, так и толеита, которые постепенно сменяют друг друга.
В двух наиболее обширных регионах развития — река Колумбия (США) и плато Декан — плато-базальты представлены главным образом толеитами. Щелочной оливиновый базальт, являющийся переходной разностью к толеиту, встречается в нижних частях потоков базальтов реки Колумбия (базальт Пикчер-Горг).
Некоторое количество щелочных лав отмечается вблизи западной и северо-западной окраин плато Декан.
На плато Декан, в западной Шотландии и в бассейне Параны толеиты ассоциируют с небольшим количеством андезитов, дацитов и риолитов. В западной Шотландии с щелочными оливиновыми базальтами связаны также муджиериты и трахиты.
Если пренебречь этими кислыми породами, то в общем можно считать, что плато-базальты характеризуются однородным химическим составом. Этот факт, а также огромные объемы плато-базальтов и форма излияний позволили геологам в свое время высказать предположение о том, что базальты плато представляют собой недифференцированную материнскую магму для многих изверженных пород. Если бы это было в действительности так, то точки, характеризующие плато-базальты на тройной диаграмме MgO, FeO + Fe2O3, Na2O + K2O, должны были бы располагаться в пределах какой-то ограниченной площади. Однако этого пе наблюдается, что хорошо видно на фиг. 1. Здесь заметны довольно широкие колебания в соотношении вышеуказанных компонентов. Это в равной мере относится как к толеитам и высокоглиноземистым базальтам, так и к щелочным базальтам. Широкие колебания составов наблюдаются даже среди лав отдельных полей плато-базальтов.
Поле составов толеитов и высокоглиноземистых базальтов, включая такие породы, как андезиты и т. д., скорее приближается к полю составов толеитовой серии японских вулканов (пижонитовая серия), чем к полю известково-щелочной серии Японии (гиперстеновая серия; фиг. 2). Как для толеитов и высокоглиноземистых плато-базальтов, так и для пижонитовых пород отмечаются умеренные концентрации FeO + Fe2O3 на промежуточной стадии дифференциации [3].
Исходные магмы для толеитов и высокоглипоземистых плато-базальтов, по-видимому, но составу близки к оливиновому толеиту с Гавайских островов или к усредненному гавайскому океаниту, как показано на фиг. 1. Для группы щелочных оливииовых базальтов исходная магма, очевидно, была несколько более щелочной. Исходная магма для пижонитовой серии Японии (Р. Т. на фиг. 2) отличается меньшей щелочностью.
Судя по разбросу точек относительно их положения для принятых составов исходных магм на фиг. 1, большая часть плато-базальтов образовалась из сильно дифференцированных магм.
Расстояние от стороны треугольника FeO + Fe2O3/Na2O + К2O (фиг. 1) до любой точки на диаграмме, т. е. величина MgO·100/MgO + FeO + Fe2O3 + Na2O + K2O, может быть использовано как мера степени кристаллизации, при которой исходная магма давала такую магму, состав которой представлен в данной точке. Эта величина названа индексом кристаллизации ИК.
Для исходных магм многих серий изверженных пород, т. е. для первичных магм, образовавшихся в мантии, индекс кристаллизации, очевидно, равен приблизительно 40 (Т на фиг. 1 и Р.Т. на фиг. 2) или немного больше 40 (О на фиг. 1). Если в качестве обычного значения индекса кристаллизации для большинства исходных базальтовых магм мы примем 40, то породы с индексом около 20 будут соответствовать магмам, образовавшимся при 50%-ной кристаллизации, т. е. магмам умеренной стадии дифференциации.
Химические анализы плато-базальтов, индекс кристаллизации которых выше 41, а также породы с индексами от 40 до 36, от 35 до 31 и т. д. представлены на диаграмме, показывающей частоту распределения пород с различными ИК (фиг. 3). Аналогичные диаграммы для пород пижонитовой и гиперстеновой серий четвертичных вулканов Японии приведены на фиг. 4 и 5 соответственно.
Поразительным, судя по фиг. 3, является тот факт, что породы промежуточной стадии дифференциации, которые, исходя из обычной петрографической классификации, продолжают называть «базальтом», чаще встречаются среди толеитовых и высокоглиноземистых плато-базальтов.
Фиг. 4 и 5 показывают, что породы промежуточной стадии дифференциации встречаются более часто. Это не удивительно, так как хорошо известно, что преобладающие породы вулканов островных дуг представлены андезитами. Однако многие породы пижонитовой серии, индекс кристаллизации которых располагается между 30 и 21, можно называть базальтами по петрографическому признаку. Таким образом, с петро-генетической точки зрения толеитовые и высокоглиноземистые плато-базальты в сущности неотличимы от пижонитовой серии вулканов островных дуг. Единственным различием между ними служит форма излияний лав.
Объем и скорость излияния
Нетрудно измерить площадь, которая покрыта плато-базальтами, а вот оценить среднюю их мощность довольно сложно. Согласно Уотерсу (личное сообщение, 1962), общий объем базальтов реки Колумбия составляет примерно 195 000 км3. Однако Куно, рассчитав площадь, покрытую базальтами (табл. 1), и приняв, что средняя мощность лавовой толщи равна 1 км, пришел к выводу, что общий объем изверженного материала равен 220 000 км3. Последнюю величину можно рассматривать как вполне реальную.
Верхние, средние и нижние деканские траппы [4] имеют мощность 457, 1220 и 152 м соответственно. Однако сумма этих цифр (1829 м) не отвечает средней мощности деканских траппов. В табл. 1 приведены три различные величины для средней мощности траппов. Приняв в качестве наиболее вероятной величины мощность в 1,5 км, мы получим общий объем лав, равный 777 000 км3.
На плато реки Колумбия и Декан даже в отдельных обнажениях отмечается несколько десятков последовательных лавовых потоков. На плато реки Колумбия излияния лав происходили в течение 9 млн. лет (определение возраста проводилось K-Ar-методом [1]). Деканские траппы формировались в течение 15 млн. лет [4] — с позднего мела до раннего эоцена. Разделив общий объем и общую площадь, покрытую лавами, на время, в течение которого происходили излияния, получил! скорость излияния магмы на поверхность, равную 0,1 км3/103 лет·103 км2. Скорость одинакова для плато-базальтов плато Декан и реки Колумбия.
Это значение, особенно для деканских траппов, увеличится или уменьшится в два раза при изменении средней мощности или времени излияния лав, а иногда обеих величин одновременно. Однако кажется невероятным, чтобы эти величины могли измениться более чем в пять раз по сравнению с современными значениями.
В течение прошедшей тысячи лет на островах Хоккайдо, Хонсю и Кюсю в результате деятельности вулканов, расположенных на площади около 200 000 км2, было выброшено на поверхность примерно 5,2 км3 лав базальтов, андезитов и дацитов. Вычисленная скорость излияний составляет 0,026 км3/103 лет·103 км2. Эта величина соответствует скорости излияния лав для всех вулканов трех островов Японии в течение всего четвертичного периода (0,025 км3/103 лет·103 км2; рассчитано по данным Сугимура и др. [5]). В течение раннего — среднего миоцена (примерно за 6 млн. лет) в Японии было вынесено на поверхность 150 000 км3 базальтов, андезитов, дацитов и риолитов, которые покрывают площадь около 131 000 км2 [5]. Следовательно, скорость излияния лав составляла 0,19 км3/103 лет·103 км2.
Таким образом, скорость излияния лав при образовании плато-базальтов не отличается существенно от скорости излияния на островных дугах. Поэтому представляется, что необходимым условием возникновения больших масс плато-базальтов является не необычно высокая концентрация тепловой энергии в каком-то ограниченном участке верхней мантии, а обычная концентрация в пределах обширного района в течение длительного периода времени.
Если предположить, что в среднем базальтовая магма плато реки Колумбия образуется при кристаллизации 50% объема родоначальной магмы и что последняя в свою очередь возникает при частичном плавлении 5% перидотита мантии, то можно рассчитать объем перидотита, участвующего в частичном плавлении.
Невероятно, чтобы вся остаточная магма после кристаллизации на 50% покидала магматическую камеру и изливалась на поверхность. Если допустить, что к поверхности выносится только половина остаточной магмы, то объем родоначальной магмы, которая дала 200 000 км3 базальтов реки Колумбия, должен был бы составлять 800 000 км3.
Вполне возможно, что большая часть межгранулярной жидкости, или исходной магмы, образующейся в результате частичного плавления, отделялась от первичного перидотита и переносилась в верхние горизонты мантии или в земную кору. Таким образом, объем материала мантии, принимавшего участие в частичном плавлении, составляет, видимо, 800 000 км3·100/5 — 16 000 000 км3 или несколько больше. Распределение разломов позволяет предположить, что образование магмы происходило в пределах всей области, залегающей под плато реки Колумбия. Если площадь слоя перидотита, участвующего в частичном плавлении, приближается к площади плато (220 000 км2), то мощность этого слоя должна быть равна приблизительно 80 км. Если площадь слоя равна половине площади плато, то его мощность будет составлять приблизительно 160 км. Эти величины в действительности представляют собой лишь небольшую часть общей мощности мантии.
Не обязательно все вещество, принимавшее участие в образовании плато-базальтов, должно было иметь форму слоя, как это мы приняли при расчетах. Кроме того, нам неизвестно, плавилась ли вся эта масса одновременно. Напротив, более вероятно, что за один прием плавилось только очень небольшое количество перидотита (в результате переноса вещества конвекцией на более высокие уровни мантии), и этот процесс повторялся много раз в течение 9 млн. лет.
Примечания
1. 1 Толеит представляет собой разновидность базальта, характеризующуюся сравнительно высоким содержанием SiO2 и небольшим количеством суммы щелочей (Na2O + К2O); щелочной оливиновый базальт содержит сравнительно мало SiO2 и много щелочей. Высокоглиноземнстый базальт по содержанию кремнезема и щелочей представляет собой переходную разность между этими двумя типами базальтов, несмотря на то что отличается от обоих более высоким содержанием Al2O3.