Особенности вулканизма и геодинамика области тройного сочленения Буве (по составам базальтов)

 

Содержание Аннотация Введение Структурное положение и характер изученности района Тройного сочленения Буве Петрография и минералогия вулканитов и их пространственное распространение Петро-геохимический состав вулканитов Основные петро-геохимические группы базальтов, их пространственное распространение и геодинамические обстановки образования Выводы Литература

Аннотация

Рассматривается состав основных вулканитов района тройного сочленения Буве, которые могут быть разделены на шесть основных петро-геохимических групп. Наиболее распространенным типом являются базальты N-MORB, производные деплетированного мантийного источника, встреченные на всей изученной территории. Субщелочные вулканиты: гавайиты и муджиериты, - сильно обогащенные литофильными элементами и радиогенными изотопами, слагающие вулканическое поднятие Буве, и близкие к ним базальты и андезито-базальты хребта Шписс, генерированные в обогащенной более глубинной мантии. Относительно слабо обогащенные базальты (T-MORB), являющиеся продуктами смешения расплавов двух первых типов, распространены в приосевых частях САХ, АфАХ и АмАХ. Базальты близкие по степени обогащения литофильными элементами-примесями вулканитам хребта Шписс и острова Буве, но более богатые в сравнении с ними калием, фосфором, титаном, хромом. Они развиты в пределах структур растяжения: рифтовая долина АфАХ, грабены Восточной области дислокаций, линейное поднятие между хребтом Шписс и вулканом Буве. Их исходные расплавы, вероятно, формировались из вещества плюмов, растекавшегося от основных каналов и претерпевшего мантийную флюидно-магматическую дифференциацию. Вулканическая серия от базальтов до липаритов, характеризующаяся низкими содержаниями литофильных элементов и особенно низкой концентрацией титана, распространенная на горе Шона и на других структурах сжатия в пределах Антарктической и Южно-Американской плит вблизи ТСБ. В отличие от четырех предыдущих типов, имеющих толеитовый тренд дифференциации, характеризуется известково-щелочным трендом. Их родоначальные расплавы могли быть также связаны с веществом плюмов, но в дальнейшем испытали интенсивную флюидо-магматическую дифференциацию и ассимиляцию субстрата в условиях закрытых магматических камер на уровне верхней мантии. С другой стороны гора Шона может быть фрагментом древней океанической островной дуги. Обогащенные базальты, отличающиеся от других обогащенных типов очень высокими концентрациями фосфора и радиогенных изотопов, слагающие тектоническое поднятие вблизи сочленения трех рифтов. Таким образом, основными факторами, определяющими разнообразие составов вулканитов в данном районе являются гетерогенность мантийных источников, плюмовая активность, сложная геодинамика района тройного сочленения, вызывающая напряженные состояния в прилегающих участках плит и геологическая предыстория региона. Низкая скорость спрединга и, следовательно, недостаточно эффективное перемешивание неоднородного мантийного материала обуславливает сильные пространственные вариации составов базальтов.

Введение

В пределах Мирового океана имеется всего несколько областей, где происходит одновременное сочленение трех различных океанических плит. Как правило, это сложно построенные области, характеризующиеся сочетанием разнотипных морфоструктур и разнообразным магматизмом. Последний несет особенности магматической системы и состава мантии того или иного срединно-океанического хребта. Изучение магматизма тройных сочленений дает уникальную возможность проследить особенности мантийной геодинамики взаимодействующих литосферных плит при образовании океанической коры в срединно-океанических хребтах. В районе тройного сочленения Буве (ТСБ) на процесс образования коры дополнительно накладывается плюмовый магматизм. Здесь находится активное вулканическое поднятие (остров Буве), рассматриваемое как океаническая горячая точка. Кроме того, непосредственно к северу от области тройного сочленения расположены многочисленные подводные горы и поднятия (Дискавери, Шона и др.), сложенные базальтами, имеющими нерифтовую природу.

Как известно, базальты, наиболее распространенные породы верхов океанической коры, несут информацию не только о процессах фракционирования и об условиях их излияния на морском дне и последующем изменении, но также и об особенностях вещественного состава и строения мантии. Их изучение дает возможность охарактеризовать процессы формирования океанической коры и провинциальные особенности базальтового магматизма, изучить геодинамические условия развития области ТСБ.

Структурное положение и характер изученности района Тройного сочленения Буве

Тройное сочленение Буве, расположенное в Южной Атлантике примерно на 55oю.ш., представляет собой место стыковки Южно-Американской, Африканской и Антарктической плит.

Целенаправленное изучение тройного сочленения Буве с помощью эхолотирования и магнитометрии впервые проводилось в 1974г. [Sclater et al., 1976]. В 18-м рейсе НИС "Академик Николай Страхов" в 1994г. детально исследовались структуры Срединно-Атлантического хребта (САХ), северной части хребта Шписс, а также Африкано-Антарктического хребта (АфАХ) на участке между разломами Буве и Мошеш [Мазарович и др., 1995; Пейве и др., 1994, 1995]. В 1995г. английскими исследователями с помощью сонара бокового обзора изучались область ТСБ и хребет Шписс [Mitchell and Livermore, 1998]. Дополнительный фактический материал был получен на НИС "Геленджик" в 1996г. [Пейве и др., 1999; Carrara et al., 1997; Ligi et al., 1997, 1999].

В результате проведенных работ могут быть выделены четыре основных морфоструктурных провинции: а)структуры САХ; б)структуры АфАХ и район их сочленения с САХ; в)структуры АмАХ (Американо-Антарктический хребет) и район их сочленения с САХ; г)зона сочленения палеоструктур САХ, АфАХ и АмАХ. Мы также рассмотрим составы вулканитов подводной горы Шона. Это изометричное поднятие, находящееся в 200км к западу от оси САХ на широте 54o30 и не входящее непосредственно в область ТСБ, но представляющее интерес для понимания процессов, протекающих в области ТСБ (рис.1).

Структуры САХ представлены тремя сегментами рифтовой долины между 53o20ю.ш. и 54o55ю.ш. и параллельными им грядами и депрессиями северо-северо-западного простирания. Южный сегмент рифтовой долины разветвляется на два небольших трога: западный с простиранием близким к оси АмАХ и восточный - к простиранию оси АфАХ. Они также являются ареной рифтового вулканизма.

Кора, образованная в САХ, характеризуется достаточно закономерным чередованием линейных магнитных аномалий, которые в восточном направлении прослежены до хроны C3Bn [Ligi et al., 1999], что соответствует возрасту около 7 млн лет [Cande and Kent, 1995].

Структуры АфАХ и район их сочленения со структурами САХ. Африкано-Антарктический хребет в изученном районе представлен двумя сегментами, смещенными вдоль разлома Буве. Осевая часть восточного сегмента имеет высокоприподнятую, мелкую, асимметричную рифтовую долину. К ее западному флангу подступают структуры обширного тектоно-вулканического поднятия Буве, венчающегося вулканом Буве. Западным сегментом АфАХ является хребет Шписс шириной до 55км, ограниченный крутыми ступенчатыми склонами. Вершинная поверхность хребта лежит на глубинах 1400-1700м. В центральной части имеется крупная вулканическая постройка размером более 15км в диаметре, слегка вытянутая в ВЮВ направлении с кальдерой размером 1 2,5км. Вершина вулкана находится на глубине 800-900м. Для хребта Шписс характерно множество конусовидных поднятий, представляющих собой, по-видимому, небольшие вулканы. Осевая часть хребта отличается исключительно высокими значениями аномального магнитного поля, существенно превышающими таковые в пределах рифтовой долины САХ, что, видимо, связано с интенсивным современным вулканизмом в пределах этой структуры. В юго-западной части хребта вплоть до его подножия может быть выделена еще одна хрона (C2n), простирание которой соответствует простиранию хребта Шписс. Таким образом, можно допустить, что возраст этого хребта не древнее 2-2,5 млн лет.

Между хребтом Шписс и поднятием Буве протягивается ряд поднятий, косо расположенных по отношению к структурам АфАХ. Наиболее крупное из них линейное поднятие длиной около 120км начинается южнее разлома Буве и тянется к острову Буве.

Зона сочленения палеоструктур АфАХ и САХ осложнена развитием так называемой Восточной области дислокаций. Последняя находится к северу от долины разлома Буве, между ним и структурами с простираниями САХ. Зона дислокаций представлена крутосклонными поднятиями, часто имеющими в плане форму вытянутого треугольника, и разделяющими их цепочками депрессий. Эти депрессии имеют грабеновую природу [Ligi et al., 1999].

Структуры АмАХ и район их сочленения со структурами САХ. Наиболее крупной структурой Американо-Антарктического хребта в изученном районе является разлом Конрад, к которому с севера примыкает наиболее западный сегмент АмАХ. Осевая часть АмАХ в этом сегменте представлена глубокой рифтовой долиной, сменяющейся к северу Граничным прогибом - широкой депрессией, косо расположенной по отношению к рифту. Прогиб сочетает в себе признаки левостороннего сдвига и косого спрединга. Между рифтовой долиной и разломом Конрад развито обширное поднятие внутреннего угла, имеющее уплощенную вершину, которая в западной части надстраивается конусовидной постройкой. На противоположной стороне рифта развито поднятие внешнего угла, также венчающееся конусовидной постройкой. За этими поднятиями наблюдаются структуры с простираниями АмАХ вплоть до участков коры с возрастом около 6,5-7 млн лет (магнитная хрона C3An) [Ligi et al., 1999].

Район сочленения палеоструктур САХ и АмАХ имеет сложное строение. На крайнем западе района рифтовые горы АмАХ непосредственно переходят в рифтовые горы САХ. Ближе к Граничному прогибу многие структуры как САХ, так и АмАХ деформированы, что проявилось в изменении их простираний. По мнению, высказанному в работе [Сколотнев, 2000], такое строение дна отражает обстановку сжатия при его формировании.

Зона сочленения палеоструктур САХ, АфАХ и АмАХ ограничена с юга пассивными отрезками разломов Конрад и Буве, а с севера двумя трогами, на которые разветвляется южное окончание САХ. В северной части зоны между двумя этими трогами развито поднятие, осложненное более мелкими структурами с простиранием характерным для САХ. В ее южной части контактируют структуры с простираниями АмАХ и АфАХ, при этом они на протяжении 35км сдвинуты друг относительно друга. Эта часть Антарктической плиты также характеризуется обстановкой сжатия [Сколотнев, 2000].

Гора Шона расположена в районе 54o32ю.ш. 5o50з.д. Она состоит из двух поднятий, главное из которых имеет округлую форму с ровной вершинной поверхностью. Диаметр у основания - 9км, минимальная глубина вершины 925м. К востоку от него расположены 2 мелких вулканических конуса 1км диаметром и глубиной 1500м. Второе поднятие глубиной 1650м расположено юго-восточнее. В вершинной части имеется два кратера диаметром менее 1км и глубиной около 100м. Это поднятие ограничено на севере тектоническим уступом СЗ простирания.

Таким образом, строение океанского дна в районе ТСБ отличается большой сложностью и характеризуется широким распространением структур не типичных для гребневых частей срединно-океанических хребтов, развитых как на дивергентных границах, так и внутри плит. Это не позволяет однозначно трактовать геодинамику этого района и его геологическую эволюцию. Существует несколько моделей геологического развития района тройного сочленения Буве [Apotria and Gray, 1985, 1988; Kleinrock and Morgan, 1988; Sclater, 1976]. Модели, учитывающие результаты последних исследований, приведены в работах [Пейве и др., 1999; Сколотнев, 2000; Ligi et al., 1999]. В них показано, что устойчивое развитие тройного сочленения при конфигурации хребет-разлом-разлом, продолжавшееся около 20 млн лет, нарушилось около 10 млн лет назад. С тех пор ТСБ неоднократно меняло свою конфигурацию, при этом периодически возникали напряженные состояния на участках плит, примыкающих к тройному сочленению. Общая направленность развития состоит в проградации АфАХ и АмАХ к северу и миграции вулкано-тектонической активности САХ в этом же направлении. 2-2,5 млн лет назад развитие тройного сочленения осложнилось плюмовой активностью, локализованной в районе хребта Шписс. Современная конфигурация тройного сочленения сложилась около 1млн лет назад, при этом по нашему мнению [Пейве и др., 1995] ТСБ не может быть аппроксимировано одной точкой, а представляет собой обширную область взаимовлияния различных структур в пространстве и во времени.

Петрография и минералогия вулканитов и их пространственное распространение

В пределах Африкано-Антарктического хребта базальты и их более кислые дериваты получены из рифтовой долины к юго-востоку от разлома Буве и с ближайших к ней рифтовых гор, с бортов разлома Буве, а также с хребта Шписс.

На хребте Шписс опробована крупная вулканическая постройка в привершинной кальдерной (станции G9611 и G9612) и в нижней части ее склона (станция G9613), также получены образцы с нескольких более мелких вулканов (рис.1, табл.1). Два из них располагаются на одной линии по обе стороны от кальдеры Шписс (на западе - станция G9614, на востоке - станция G9616) и, возможно, маркируют разломную зону. К северу от кальдеры в осевой части хребта Шписс изучен побочный вулкан (станция G9615). Поднятые образцы отличаются, прежде всего тем, что среди них преобладают сильно пористые разности. Вулканиты с пористостью около 10-15% в виде фрагментов пиллоу встречены на станции G9615. Более пористые разности (20-50%) образуют пиллоу причудливой уплощенной формы с несколькими зонами закалки внутри пиллоу, с многочисленными крупными пустотами, а также являются фрагментами кровлевой части лавовых потоков типа пахое-хое. Они обладают отчетливой флюидальной текстурой, обусловленной субпараллельным расположением вытянутых везикул и распространены, главным образом, в прикальдерной части вулкана. Наиболее пористые образования (до 80%) встречены в виде угловатых обломков небольших размеров (до 8-10см) и представляют собой вулканический шлак. При разламывании они издают запах сероводорода.

Наименее пористые базальты (2-3%) драгированы в нижней части крупного вулкана (станция G9613). Таким образом, отчетливо проявляется зависимость пористости вулканитов, слагающих пиллоу и лавовые потоки, от их гипсометрического положения: чем выше по склону расположены базальты, тем больше их пористость.

Среди поднятых вулканитов преобладают афировые разности, часть из них содержит небольшое количество, как правило, не более 1% вкрапленников плагиоклаза, оливина и клинопироксена. С помощью микрозонда изучены составы единичных зерен плагиоклаза: An66 в образце G9614/27, клинопироксена: Fs20 в образце G9612/30 и оливина: Fo86 в образце G9616/4 (табл.2, 3, 4).

Структура основной массы изученных вулканитов отличается, как правило, плохой степенью раскристаллизации и состоит из мелких микролитов плагиоклаза состава An 42-48 (табл.2), клинопироксена, иногда окрашенного в розоватый цвет, и рудного минерала. Для сильно пористых разностей, слагающих шлаки и кровлевые участки лавовых потоков, свойственна гиаломелановая структура основной массы, характеризующаяся обильным выделением тончайших кристаллитов рудного минерала в слабо раскристаллизованном матриксе.

Степень изменения вулканитов хребта Шписс находится в определенной зависимости от их текстурно-структурных особенностей. Слабо и умеренно пористые разности имеют свежий облик, в них отмечается лишь небольшое количество глауконита (табл.5), частично заполняющего везикулы в пределах зоны темного гало, развитого вдоль трещин контракции пиллоу. Сильно пористые разности часто имеют красный цвет в силу обильного осаждения в них окислов и гидроокислов железа. В некоторых окисленных образцах наблюдаются также весьма специфические новообразования, дающие тонкодисперсные выделения желтого цвета на поверхности отдельных везикул. Это полиминеральный агрегат, состоящий из очень мелких (~1мк) плохо раскристаллизованных зерен, что затрудняет определение их состава. В табл.5 приведены наиболее корректные результаты микрозондового анализа этих новообразований. Они наиболее близки к клинопироксену и ортоклазу. Новообразования подобного вида и близкого состава описаны среди молодых наземных базальтов, как продукты пневматолитового метасоматоза [Сколотнев, 1984].

Имеются также очень сильно измененные вулканиты, преобразование которых происходило в пределах термальных площадок. В образце G9612/30 широко развит палагонит по стеклу, в образцах G9612/29, 34 - агрегаты цеолита и барита, в образце G9614/35 стекло замещается нонтронитом (табл.5).

Таким образом, анализ текстурно-структурных особенностей вулканитов хребта Шписс позволяет предположить, что в ходе становления этого хребта типичные подводные излияния пиллоу лав при наращивании конуса вулканической постройки сменялись излияниями менее вязких лав, дающих при застывании сильно пористые вулканиты, формирующиеся в сильно окислительной обстановке. Вероятно, что раньше часть кальдеры Шписс выступала над поверхностью океана, о чем свидетельствуют продукты пневматолитового метасоматоза и гиаломелановая структура основной массы. В результате активной поствулканической деятельности в прикальдерной части происходили окисление и гидротермальные изменения шлаков и базальтов.

Петрографическая характеристика вулканитов с сегмента АфАХ, расположенного юго-восточнее разлома Буве, из рифтовой долины (станции S1815-17, 22-27, 30, 31, 36, 37), с флангов хребта (станции S1828, 29, 32, 33, 35, 40-44) и со склонов поднятия острова Буве (станции S1813, 14, 19-21) приведена в предыдущих работах [Пейве и др., 1995]. Важно подчеркнуть следующее. Каменный материал, поднятый со склона поднятия, близок к таковому, полученному со склонов кальдеры Шписс. Существенным отличием является наличие большого объема гальки, в форме которой подняты вулканиты, а также сравнительно большое количество метабазальтов (обр. S1814/51-56, S1821/31) с хлоритом и с сульфидами. Последний факт свидетельствует о том, что поднятие острова Буве имеет тектоно-вулканическую природу. Среди базальтов, поднятых из рифтовой долины, преобладают умеренно и слабо пористые разности. Там, где рифтовая долина пересекает поднятие острова Буве, возрастает роль окатанного материала и сильно пористых вулканитов. Разнообразие фланговых базальтов в целом совпадает с таковым для рифтовой долины, но среди них больше измененных пород.

Разлом Буве детально опробован в 18-м рейсе на одном протяженном поперечном профиле драгирования (станции S1806-S1812). Следует отметить, что среди полученных базальтов преобладают непористые или слабо пористые, измененные разности, содержащие хлорит, смектит, карбонаты. На станциях S1807 и S1810 поднято небольшое количество сильно пористых вулканитов, в том числе похожих на вулканические бомбы.

В Срединно-Атлантическом хребте детально опробована рифтовая долина (станции S1848-S1853, S1861-S1864, G9624-G9626) (рис.1, табл.1). Получены свежие непористые или слабо пористые афировые и сильно порфировые базальты. Среди вкрапленников преобладает плагиоклаз. В базальтах станции G9626 его количество достигает 30%. В меньших количествах развит оливин, еще реже встречается клинопироксен. Изученные составы вкрапленников - для Pl-An86, Ol-Fo78-80. В образце G9624/15 измерены также микролиты плагиоклаза и клинопироксена, соответственно An67 и Fs21 (табл.2, 3, 4). Из вторичных минералов в небольших количествах в зонах темного гало пиллоу развит только глауконит (табл.5). Фланги этого хребта опробованы на трех станциях (S1857, S1866, S1867). Полученный базальтовый материал охарактеризован в предыдущих работах [Пейве и др., 1995], в отличие от рифтовых базальтов он отличается большой степенью вторичных изменений.

На юго-западном фланге САХ располагается поднятие Шона, которое было опробовано на двух станциях: G9608 - из привершинной части конусовидной постройки и G9609 - со склона хребта, на котором располагается эта постройка (рис.1, табл.1). Полученный вулканический материал, представленный широким диапазоном составов от базальтов до липаритов, по внешнему виду во многом похож на вулканиты хребта Шписс, поскольку среди него также резко преобладают пористые разности. Среди наименее пористых базальтов по характеру изменений выделяются две группы. Во-первых, это базальты, которые характеризуются развитием смектита, цеолитов, хлорита, актинолита (обр. G9608/3, 4, 45, 48, 52, G9609/2), то есть относительно глубинных вторичных минералов, при этом образец G9609/2 несет признаки непосредственного отрыва от склона. Это - порфировые разности, содержащие заметные количества (4-8%) либо Ol, Pl, Cpx (обр. G9608/3), либо только Ol (обр. G9608/48, G9609/16), либо только Pl (обр. G9608/45, 52, G9609/2). В образцах G9608/48 и G9609/16 изучены составы оливинов, в первом - это Fo69-73, во втором - Fo82-83, а в образце G9609/16 и состав субфенокриста плагиоклаза - An60 (табл.2, 3). Вторая группа слабо пористых базальтов объединяет свежие разновидности, в которых в небольших количествах могут быть гидроокислы железа и глауконитоподобные минералы (обр. G9608/5, 51, 55, G9609/3, 5, 10, 16), как правило, формирующиеся в придонных условиях. Среди них имеются афировые (обр. G9608/51, G9609/3, 5) и порфировые разности: c Opx, Cpx, Pl (обр. G9608/5, G9609/10), а также c Ol и Pl (обр. G9608/55). Составы вкрапленников изучены и составляют для плагиоклаза - An 87-92, для клинопироксена - Fs16 , для ортопироксена - Fs26-30 и для оливина - Fo73. Состав субфенокриста оливина в образце G9608/55 составляет Fo63 (табл.2, 3, 4).

Среди сильно пористых разностей преобладают более кислые, чем базальты вулканиты. Наиболее пористые из них представляют собой вулканический шлак, при этом некоторые образцы имеют причудливые формы, напоминающие вулканические бомбы. Многие вулканиты из этой группы имеют красноватый и интенсивно красный цвет в силу окисления матрикса, имеющего гиаломелановую структуру, либо осаждения гидроокислов железа на стенках пор. Среди них встречены афировые (обр. G9608/8, 13, 15, 25, 28, 37, 42, 43, G9609/18) с редкими вкрапленниками Pl-Px-Ol (обр. G9608/27, 29, G9609/11) и Pl порфировые разности (обр. G9608/31). В андезито-даците G9608/58 наряду с вкрапленниками плагиоклаза встречены вкрапленники роговой обманки. В сильно окисленных породах вкрапленники оливина опацитизированы. В табл.2, 3, 4 приведены составы некоторых вкрапленников плагиоклаза - An86-96, клинопироксена - Fs19, ортопироксена - Fs39 и оливина - Fo79.

Таким образом, структурно-текстурный анализ полученных вулканитов позволяет предположить, что поднятие Шона имеет тектоно-вулканическую природу. Вероятно, вулканическая постройка центрального типа при своем формировании в основании имела базальтовую толщу, сложенную непористыми диагенетически измененными базальтами. Эти базальты сейчас выведены на уровень дна в результате последующих тектонических движений. О большом размахе последних свидетельствует тот факт, что наряду с базальтами драгированы также габброиды. В ходе наращивания высоты вулканической постройки формировались все более пористые вулканиты. Аналогично с хребтом Шписс имеются те же основания для предположения о том, что вершина вулкана выступала над поверхностью океана. Дополнительными аргументами в пользу этого является также окатанность некоторых образцов и плоский характер вершины поднятия, что могло быть вызвано морской абразией.

В пределах Американо-Антарктического хребта опробовано только поднятие внутреннего угла, откуда получено небольшое количество вулканического материала. Драгирование было проведено в нижней (станция G9602), средней (станция G9604) и верхней (станция G9605) частях склона (рис.1, табл.1). Среди вулканитов выделяются слабо пористые, преимущественно афировые, измененные базальты с хлоритом или смектитом в качестве вторичных минералов, представленные небольшими окатанными обломками (обр. G9602/1-4, 11-15, G9604/49, 51, 53-56); сильно пористые афировые андезито-базальты, иногда встречающиеся в виде вулканических бомб (обр. G9602/5-7, G9604/50, 52, 76, 77); и дациты с небольшим количеством мелких вкрапленников плагиоклаза и роговой обманки (обр. G9605/1). Дациты встречены в виде слабо окатанных обломков в составе брекчии с песчано- глинистым цементом.

С верхней части склона подняты также габброиды и ультрабазиты, выведенные на этот уровень в результате интенсивных тектонических движений. Возможно, раньше вершина поднятия находилась выше уровня моря, о чем свидетельствует ее абразионный характер и галечный материал, в виде которого поднята большая часть выше описанных пород. Вероятно, обнаруженные сильно пористые андезито-базальты и дациты характеризуют вулканизм центрального типа, в ходе которого сформировалась конусовидная постройка на западном окончании углового поднятия.

Район сочленения палеоструктур Американо-Антарктического и Африкано-Антарктического хребтов имеет сложное строение, обусловленное наложенными внутриплитными тектоническими движениями [Сколотнев, 2000]. Из четырех станций драгирования, проведенных в этом районе, две (G9620 и G9621) характеризуют борта пассивной части разлома Буве, одна (G9619) небольшое поднятие, относящееся к АмАХ, и еще одна (G9610) расположена на склоне поднятия, являющегося реликтовой структурой САХ (рис.1, табл.1).

На станции G9610 подняты слабо пористые (пористость 2-4%, редко до 10%) афировые (обр. G9610/1 -15, 17, 23, 29-36) и оливин-плагиоклаз порфировые (обр. G9610/16, 18-22, 24-28) базальты. Некоторые базальты очень свежие, аналогичные таковым, поднятым в рифтовой долине САХ (обр. G9610/1-12). Другие в той или иной мере изменены. В частности в образце G9610/30 развит смектит близкий к сапониту (табл.5). В этом же образце определен состав микролитов клинопироксена, имеющих отчетливую розовую окраску. По своему составу они относятся к титаноавгитам с большим содержанием TiO 2 (5,05-5,32%) (табл.4).

На станции G9619 базальты отличаются большим разнообразием текстур и структур. Среди них выделяются следующие разновидности: непористые плагиоклаз порфировые (обр. G9619/1-4, 23), пористые (15-20%) афировые (обр. G9619/10-14) и оливин-плагиоклаз порфировые (обр. G9619/5-9, 15, 16). Помимо базальтов драгированы более кислые вулканиты, содержащие вкрапленники Ol, Cpx, Pl и иногда роговой обманки, отличающиеся сильной пористостью (до 80%) (обр. G9619/18-21). Измеренные составы вкрапленников в базальте (G9619/16) и в более кислом вулканите (G9619/20) заметно отличаются. В образце G9619/16: центр вкрапленника Pl-An89, край - An81, у микролита - An72, оливин: вкрапленник - Fo85-87, субфенокрис.- Fo82 . В образце G9619/20: Pl-An91, Ol-Fo66, Cpx-Fs14-15 (табл.2, 3, 4). Из вторичных минералов в базальтах обнаружены глауконит (табл.5) и смектит.

Вулканический материал, поднятый на станциях G9620 и G9621, близок между собой. Среди базальтов также имеются непористые афировые (обр. G9620/10-12, 18, 19, G9621/6, 7, 10-12) и оливин-плагиоклаз порфировые (обр. G9620/1-9, 13-17, G9621/4, 5, 9) и пористые (10-15%) афировые (обр. G9620/21, 22, G9621/1, 2) и плагиоклаз порфировые (обр. G9621/3) представители. В афировых разностях встречаются отдельные вкрапленники Pl, Ol, Cpx. На станции G9620 подняты также очень пористые породы (60-80%), представленные окисленными шлаками красного цвета (обр. G9620/25-27) и вулканическими бомбами (обр. G9620/23, 24, 28). Последние имеют кислый состав (до дацитов) и содержат небольшое количество вкрапленников Pl, Ol, Cpx. Изучены составы вкрапленников в 4 образцах, при этом они группируются в две группы в независимости от их текстурно-структурных особенностей. В образцах G9620/6, 9 - An85-89, Fo83-84, Fs10 , а в образцах G9621/1, 4 - An85-91, Fo76, Fs15 (табл.2, 3, 4). Большая часть вулканитов слабо изменена, в них встречается в небольших количествах лишь глауконит (табл.5). Ряд образцов тектонизированы и содержат хлорит (обр. G9620/7, 20).

Базальты из зоны сочленения палеоструктур АмАХ и САХ (станции S1854-56) в целом близки к таковым, встреченным на флангах САХ.

Район сочленения палеоструктур САХ и АфАХ охарактеризован только одной станцией - G9617 (рис.1, табл.1), приуроченной к тектоническому эскарпу, представляющему собой борт одной из грабенообразных депрессий. Полученные при драгировании преимущественно афировые и практически непористые базальты отличаются друг от друга степенью свежести. Часть из них несет только продукты поверхностного изменения (палагонит) (обр. G9617/1-11), другие в заметных количествах содержат хлорит, карбонаты (табл.5), кварц, пирит и иногда халькопирит и борнит (обр. G9617/12-33) и таким образом, по-видимому, характеризуют нижние горизонты базальтового разреза. Базальты с хлоритом тектонизированы, разбиты многочисленными трещинами кливажа.

Три станции характеризуют три различных хребта, простирающихся между поднятием Шписс и островом Буве (станции G9618, 22, 23) (рис.1, табл.1). Полученный каменный материал близок между собой и близок к таковому, распространенному на выше названных поднятиях. Это в основном пористые и сильно пористые слабо оливин-плагиоклаз порфировые разности базальтов и более кислых вулканитов. Часть из них окрашена в красный цвет в силу интенсивного окисления, другие заметно палагонитизированы (обр. G9623/1, 2). Небольшое количество базальтов менее пористые и более измененные, содержащие уже смектит (обр. G9618/7, G9622/6).

Выше были приведены составы вкрапленников и микролитов из некоторых вулканитов. Их количества недостаточно для корректных выводов о характере изменчивости состава минералов, в то же время следует отметить некоторые намечающиеся тенденции.

Наиболее железистые вкрапленники оливина встречены среди вулканитов поднятия Шона. Для крупных вкрапленников - это Fo72-80, для мелких - Fo62-67. Такие же оливины имеются в аналогичных вулканитах, но на других структурах из зоны сочленения палеоструктур САХ, АфАХ и АмАХ. При этом с наиболее железистыми вкрапленниками оливина ассоциируют наиболее основные вкрапленники плагиоклаза - An86-96. Наиболее магнезиальные фенокристы оливина (Fo86-87), встречены среди деплетированных базальтов, вкрапленники плагиоклазов в них в целом более кислые (An85-89), чем на поднятии Шона. Вкрапленники ортопироксена имеются только в вулканитах, развитых на поднятии Шона и аналогичных им. Все изученные микролиты клинопироксена отличаются от вкрапленников большей железистостью и имеют высокие концентрации титана, при этом, чем более обогащенный базальт, тем эта концентрация выше. Изученные вкрапленники рудного минерала относятся к титаномагнетиту (табл.6). Заметно более высоким содержанием TiO 2 (29,91%) выделяются зерна из образца G9610/30, который представляет базальты, также заметно отличающиеся по составу от других вулканитов. В изученных вулканитах было встречено несколько зерен шпинели. По соотношению хромистости (40-51) и магнезиальности (40-70) они попадают в поле составов шпинелей из мантийных перидотитов, однако высокие концентрации титана свидетельствуют о воздействии на них базальтового расплава (табл.7).

Петро-геохимический состав вулканитов

Вещественный состав пород в районе ТСБ изучался в ряде морских экспедиций [Dick et al., 1984; Dickey et al., 1977; Le Roex et al., 1983, 1985, 1987]. Выявлены значительные вариации составов лав от пикритов до ферробазальтов. Было показано, что подъем мантийного плюма Буве привел к формированию в непосредственной близости от него провинций базальтов, обогащенных легкими редкоземельными элементами, с изотопными отношениями 87Sr/86Sr и 143Nd/144Nd соответственно выше и ниже, чем N-MORB. Эти выводы в основном базируются на данных изучения базальтов из осевых частей срединно-океанических хребтов. Мы рассмотрим составы базальтов, поднятых в пределах различных структур из гораздо более обширной области, что позволит проанализировать вулканизм этого района в значительно большем возрастном диапазоне.

Базальты южной части САХ (табл.8) в пределах осевой (рифтовой) зоны характеризуются сравнительно однородным составом. Это преимущественно свежие слабо и умеренно фракционированные толеитовые базальты типа N-MORB ((La/Sm)n 0,7-1,0, (Nb/Zr)n 0,3-0,7)) с преобладающей железистостью (FeO/MgO) около 1,2-1,4 (здесь и в дальнейшем значения отношения (La/Sm)n приводятся по данным работ [Пущаровский и др., 1998; Сущевская и др., 1999; Simonov et al., 1996]). Концентрации TiO2, K2O и P2O5 закономерно возрастают соответственно от 1,1%, 0,2%, 0,08% в наименее дифференцированных разностях (обр. G9625/1 с железистостью 0,8) до 2,2%, 0,4%, 0,6% в наиболее дифференцированных базальтах с железистостью до 1,7-1,8 (рис.2-4). Это свежие породы с потерями при прокаливании (п.п.п.) менее 1%. Содержание SiO 2 находится в пределах 48-50%, Cr 130-150г/т, Sr 90-150г/т, Rb 1-10г/т. Несколько отличаются базальты станции G9624, в которых заметно более высокие концентрации K2O (до 0,57%) и P2O5 (до 0,24%), что позволяет отнести их к толеитам типа T-MORB.

На вариационных диаграммах базальты Срединно-Атлантического хребта за исключением существенно измененных разностей образуют компактные поля или тренды, наиболее отличающиеся от других вулканитов этого района более высоким содержанием FeO и более низким - Al2O3 при тех же значениях коэффициента фракционирования FeO/MgO, а также менее быстрым темпом накопления K2O (рис.2, 3, 4).

Хребет Шписс сложен свежими, преимущественно пузыристыми базальтами и андезито-базальтами (табл.8). В отличие от базальтов САХ они охватывают гораздо больший интервал фракционирования: от слабо фракционированных с железистостью 1,1 до сильно фракционированных разностей с FeO/MgO до 4. Преобладают значения 1,8-2,5. На диаграмме TiO2 - FeO/MgO (рис.2) отчетливо прослеживается тренд фракционирования с резким накоплением TiO2 от 2,16% (обр. G9612/19) до 3,43% (обр. G9614/20). При дальнейшем фракционировании расплава массовая кристаллизация рудных фаз привела к падению содержаний TiO2 до 2,5% при железистости около 4 (обр. G9612/6). В ходе фракционирования, как видно из диаграмм окисел - FeO/MgO (рис.2), возрастают содержания SiO2 от 45 до 55%, K2O от 0,4 до 1,6%, P2O5 от 0,1 до 0,65%, Na2O от 2 до 6%. Закономерно падает содержание Al2O3 от 17 до 14% и CaO от 12 до 6%. Точки составов базальтов хребта Шписс хорошо аппроксимируются единым трендом дифференциации, что позволяет говорить о сохранении условий формирования расплавов на всем протяжении хребта за время его существования. Об однородности его мантийного источника говорят незначительно варьирующие отношения некогерентных элементов, в частности (La/Sm)n (1,6-2,1) и (Nb/Zr)n (0,8-1,2). Следует подчеркнуть, что на этот тренд попадают вулканиты со всех опробованных морфоструктур хребта в независимости от их текстурно-петрографических особенностей. Это и слабо пористые разности, и пористые лавы, и пиллоу, и чрезвычайно пузыристый вулканический шлак. Наименее дифференцированный образец с хребта Шписс (G9612/19) по уровню SiO2, K2O и P2O5 близок к обогащенным базальтам из рифтовой долины САХ (станция G9624), однако заметно отличается от него более низкими концентрациями Cr, Cu, Ni, V, Zn, Co и Sc. Перечи