Бесплатный автореферат и диссертация по наукам о земле на тему
Геохимия базальтов внутриплитных поднятий Индийского океана
ВАК РФ 25.00.09, Геохимия, геохимические методы поисков полезных ископаемых
Автореферат диссертации по теме "Геохимия базальтов внутриплитных поднятий Индийского океана"
На правах рукописи
АРТАМОНОВ Андрей Владимирович
Геохимия базальтов внутришштных поднятий Индийского океана
Специальность 25.00.09 - геохимия, геохимические методы поисков полезных ископаемых
АВТОРЕФЕРАТ диссертации на соискание ученой степени кандидата геашаво минералогических наук
Мбсква - 2004
Работа выполнена в Геологическом институте РАН
Научный руководитель: доктор геолого-минералогических наук
Б,П. Золотарев (ГИН РАН)
Официальные оппоненты: доктор геолого-минералогических наук
В.И. Виноградов (ГИН РАН) доктор геолого-минералогических наук СМ. Кравченко (ИГЕМ РАН)
Ведущая организация: Институт геохимии и аналитической химии
им. В.И. Вернадского РАН
Защита состоится 17 февраля 2004 г. в 14 часов 30 минут на заседании диссертационного совета Д 002.215.02 при Геологическом институте РАН
по адресу: 119017, Москва, Пыжевский пер., д. 7, конференц-зал
С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке геологической литературы Секции наук о Земле по адресу: 119017, Москва, Старомонетный пер., д. 35, ИГЕМ РАН.
Автореферат разослан ^^"января 2004 г.
Ученый секретарь диссертационного совета канд. геол.-мин. наук
ВВЕДЕНИЕ
Актуальность темы исследования. Исследования в области петрологии и геохимии магматических пород дна Мирового океана не утратили на сегодняшний день своей актуальности и продолжают оставаться одними из приоритетных в геологической науке. Результаты, полученные в этой области, во многом определяли и определяют представления о геологическом строении и тектонике океана, а также о составе коры и мантии под ним. Многочисленными петролого-геохимическими исследованиями показано, что вулканические породы второго сейсмического слоя океанической коры не столь однообразны, как это представлялось на начальных этапах изучения геологии дна Мирового океана. Наряду с наиболее распространенными нормальными толеитовыми базальтами срединно-океанических хребтов, т.н. К-МОИБ, в океане распространены их в разной степени обогащенные рядом некогерентных литофильных элементов разности (Т-МОИБ и Б-МОКБ), а также субщелочные и щелочные базальтоиды, которые в основном характерны для океанических островов (О1Б). Усложнение картины океанского магматизма приводит к усложнению и геодинамических моделей, пытающихся объяснить историю формирование океанов.
Доминирующая в настоящее время теория «тектоники плит» достаточно ясно объясняет наличие и особенности магматизма на дивергентных и конвергентных границах литосфер-ных плит. Проявления же внутриплитного магматизма не имеют однозначного объяснения в рамках этой теории. Внутриплитные поднятия являются одним из важнейших структурных элементов дна Мирового океана. К этим поднятиям относятся крупные хребты, плато и отдельные подводные горы.
Индийский океан является одним из наиболее интересных объектов для исследования магматизма различных океанических структур, в особенности, внутриплитных. В строении ложа Индийского океана присутствуют все тектоно-магматические структуры океанического дна: срединно-океанические хребты (СОХ), абиссальные котловины (плиты), асейсмич-ные хребты, вулканические поднятия и поднятия проблематичного генезиса на абиссальных плитах, а также глубоководный Зондский желоб.
Получение дополнительных геохимических данных о вулканических породах дна океана позволяет откорректировать существующие и предложить новые геохимические и геодинамические модели формирования океанической коры.
Цель работы. Проведенные исследования были направлены на изучение петрографического и геохимического состава вулканитов, слагающих внутриплитные поднятия, расположенные в западной, восточной и юго-восточной частях Индийского океана. Целью работы было выявление особенностей и сравнение магматизма этих структур, а также поиск причин, приведших к возникновению этих особенностей.
Объектами исследования в восточной и юго-восточной частях Индийского океана являются Восточно-Индийский хребет (хребет 90°) и плато Кергелен, соответственно, а в западной его части - Маскаренский хребет, банка Чагос и Мальдивский хребет. Чаще всего образование этих поднятий связывают с действием горячих точек «Кергелен» (восточная провинция) и «Реюньон» (западная провинция). Помимо вышеназванных поднятий, с действием этих горячих точек связывают образование плаго-базальтов Раджмахала и вулканических островов в
пределах плато Кергелен на востоке и юго-востоке океана, а на западе - трапповой формации Декана и вулканитов островов Маврикий и Реюньон.
Ставилась задача на основе значительного собственного фактического материала и анализа большого количества имеющихся литературных данных рассмотреть правомерность применения существующих моделей образования внутриплатных поднятий в океане к этим наиболее крупным асейсмичным хребтам и плато Индийского океана.
Научная новизна. Проект глубоководного бурения представляет собой научную программу по комплексному изучению дна Мирового океана. Такой комплексный подход позволяет привлекать для решения поставленных задач данные геологического, геофизического и геохимического исследования рассматриваемой структуры. Получаемый при бурении каменный материал обладает рядом очевидных преимуществ перед полученным при драгировании океанского дна, который наиболее часто используется для характеристики магматизма тех или иных тектоно-магматических структур Мирового океана. Среди таких преимуществ - жесткая географическая привязка образцов и их принадлежность к различным глубинным уровням изучаемого разреза, а не только к его поверхностным частям. Образцы вулканических пород для данного исследования были отобраны с таким расчетом, чтобы иметь возможность выявить изменения в их составе вдоль разреза в отдельных скважинах, проследить эволюцию вулканизма по мере развития рассматриваемой структуры, а также сравнить в целом магматизм внутриплитных поднятий из различных частей Индийского океана. Для решения поставленных задач были получены наиболее полные данные по химическому составу, включая широкий спектр редких и редкоземельных элементов, всех отобранных образцов. Ранее такие данные имелись не для всех базальтов из рассматриваемых скважин. Часть используемых в диссертации данных по химическому составу базальтов из скважин на плато Кергелен являются совершенно новыми, т. к. 183-й рейс ODP, в ходе которого эти скважины были пробурены проходил лишь несколько лет назад, а научные результаты по нему опубликованы в 2003 г. Анализ новых оригинальных данных о химизме вулканических пород, слагающих фундамент внутриплитных поднятий Индийского океана, в совокупности с данными по морфологии, геологии и геофизике этих структур позволил по иному взглянуть на их образование, не связывая его только лишь с действием горячих точек.
Практическая значимость. Большое количество проанализированного фактического материала, приведенное в диссертации, позволяет значительно расширить объем геохимических данных по вулканическим породам второго слоя океанической коры, слагающим внутриплитные структуры Индийского океана. Результаты работы содержат информацию необходимую для дальнейшего развития фундаментальных исследований в области петрологии, геохимии и геодинамики океанской литосферы. Новые данные позволяют скорректировать существующие модели формирования океанической коры.
Фактический материал. Материалом для исследования послужили образцы пород фундамента, полученные при бурении ряда скважил в ходе 26-го, 121-го (Восточно-Индийский хребет), 115-го (Маскаренское и Мальдивское поднятия), 120-го и 183-го (плато Кергелен) рейсов судов «Гломар Челенджер» и «ДЖОИДЕС Резолюшп», проведенных в рамках международной программы глубоководного бурения в океане (DSDP и ODP). Исследованные образцы
были специально отобраны в кернохранилищах ODP в США и частично получены непосредственно с бурового судна (183 рейс ODP). Проведено детальное петрографическое исследование около 200 шлифов. В ходе исследования было проанализировано различными методами 187 оригинальных образцов базальтов, слагающих фундамент выше названных структур, в том числе: плато Кергелен - 59 образцов; Восточно-Индийский хребет - 61 образец; Маскаренское поднятие - 27 образцов; банка Чагос и Мальдивский хребет - 40 образцов. Широко использовались литературные данные по геологии и геофизике рассматриваемых структур, а также геохимии и изотопии слагающих их вулканических пород.
Личный вклад автора. Личный вклад автора состоял: 1) в отборе каменного материала в кернохранилищах ODP и подготовке его к проведению различного вида анализов и изготовлению шлифов; 2) оптическом исследовании петрографии и минералогии отобранных образцов вулканических пород; 3) геохимическом анализе; 4) систематизации и обобщении "полученных результатов, сравнение их с литературными данными.
Апробация работы. По теме диссертации автором опубликовано 4 статьи в российских журналах и тематическом сборнике. Материалы диссертации использованы автором при написании одной из глав коллективной монографии «Вертикальная аккреция земной коры: факторы и механизмы» (2002 г.). Статья посвященная геохимии базальтов плато Кергелен опубликована в 183 томе научных результатов по программе глубоководного бурения («Proceedings ODP, Scientific Results», США, 2003 г.). Результаты проведенных исследований представлены в 3-х расширенных тезисах, включенных в Материалы 9-го и 10-го Международных симпозиумов по проблеме взаимодействия вода-порода (Water-Rock Interaction), проводившихся в 1998 г. (Таупо, Новая Зеландия) и 2001г. (Катьяри, Италия), а также докладывались на 1-м Всероссийском ли-тологическом совещании и 34-м Тектоническом совещании (Москва, 2001 г.).
Методика исследования. Все химические анализы вещества выполнены в химико-аналитической лаборатории ГИН РАН методами классической «мокрой» химии для основных породообразующих элементов, нейтронно-активационным для редкоземельпых элементов (РЗЭ) и рентгено-флюорисцентным для Zr, Y, Nb, Rb, Sr и Ва (аналитик СМ. Ляпунов). Концентрации Сг, Ni, Со, V, Си, Zn и РЬ определялись количественным спектрально-эмиссионным аначизом (анатитик И.Ю. Лубченко). При построении петрохимических диаграмм содержания породообразующих элементов пересчитывались на безводный остаток и их сумма приводилась к 100%.
Структура и объем работы. Работа состоит из 4 частей, включающих 9 глав, введения и заключения. Первая часть (главы 1.1 и 1.2) посвящена описанию геологического строения внутриплитных поднятий западной части Индийского океана, петрографии и геохимии базальтов, слагающих их фундаменты. Во второй (главы 2.1 и 2.2) и третьей (главы 3.1 и 3.2) частях работы описываются петро-геохимические данные базальтов из скважин на Восточно-Индийском хребте и плато Кергелен, соответственно. Каждая часть завершается краткими выводами (главы 1.3, 2.3 и 3.3). Четвертая часть посвящена обсуждению полученных результатов. Материал изложен на 150 страницах, проиллюстрирован 31 рисунком и 9 таблицами. Список литературы включает 86 наименований.
Благодарности Автор выражает глубокую благодарность научному руководителю доктору геолого-минералогических Б.П. Золотареву за руководство работой, постоянную поддержку и внимание. При работе над диссертацией автор также чувствовал поддержку и интерес к ней со стороны коллег по лаборатории «Вулканогенно-осадочного и гидротермального литогенеза» и, в особенности, ее руководителя доктора геолого-минералогических наук В.Б. Курносова. Осуществление работы было бы невозможным без большого количества химических анализов, выполненных сотрудниками химико-аналитической лаборатории ГИН РАН и ее руководителем СМ Ляпуновым.
Считаю приятным долгом выразить благодарность сотрудникам программы глубоководного бурения в океане (ODP) за предоставленные материалы и лично Ф. Рабиновицу и Т. Френсису за помощь в осуществлении поездки в кернохранилища ODP. Также благодарю администрацию Геологического института РАН за финансовое обеспечение проведения этой работы в США. Автор благодарит Российский фонд фундаментальных исследований, выделивший грант на настоящее исследование.
ЧАСТЬ I. ВНУТРИПЛАТНЫЕ ПОДНЯТИЯ ЗАПАДНОЙ ЧАСТИ ИНДИЙСКОГО
Бурение внутриплитых поднятий западной части Индийского океана проводилось в 115-ом рейсе ODP. Были изучены образцы базальтов фундамента из четырех скважин пробуренных на Маскаренском хребте (скв. 706С и 707С), банке Чагос (скв. 71 ЗА) и Мальдивском хребте (скв. 715А) (рис. 1).
ОКЕАНА
Рис. 1. Схема расположения скважин на внутриплитных поднятиях западной части Индийского океана (115 рейс ODP). В круглых скобках указан возраст базальтов в млн. лет.
Маскаренский хребет протяженностью 2600 км имеет форму дуги, обрамляя с востока Маскаренскую котловину, и прилегает своей средней частью к западному флангу Центрально-Индийского хребта. Такая конфигурация хребта связана с различными направлениями разломов, обусловившими глыбовый характер структуры хребта и контролирующие расположение вулканических массивов в его пределах. Профиль хребта асимметричен: восточные склоны круты, западные - пологи [Удинцев, 1987]. На северо-западном окончании хребта расположены коралловая Сейшельская банка и
группа Сейшельских островов. В южной части хребта находятся вулканические острова Маврикий и Реюньон. Мощность коры в центральной части хребта (банка Сайя де Малья) составляет 17 км [Пущаровский, 1995].
Мальдивский (Чагос-Лаккадивский) хребет протягивается в меридиональном направлении на 3000 км от полуострова Индостан на севере до срединно-оксанического Центрально-Индийского хребта в южной своей части. Ширина хребта в основании около 270-360 км. Хребет асимметричен и обладает характерной блоковой морфологией. Вдоль подножия восточного склона протягивается желоб с глубинами более 4500-5000 м. Цоколь хребта разбит рядом поперечных разломов, а на вершинной его поверхности располагаются три группы коралловых островов и рифов: Лаккадивские на севере, Мальдивские в средней части и Чагос на юге. Мощность коры под хребтом составляет 15-20 км, увеличиваясь от южных к северным его частям [Удинцев, 1987].
Возраст базальтов, определенный радиометрическим методом, закономерно уве-
личивается с юга на север от 33 млн. лет (скв. 706С) до 49 млн. лет (скв. 713А) и 57 млн. лет (скв. 715A) [Duncan and Haigraves, 1990]. Из этой закономерности выпадают базальты скв. 707С, для которых определен возраст 67 млн. лет, совпадающий с возрастом траппов Декана (66-68 млн. лет) [Duncan, Pyle, 1988; Courtillot et al., 1988]. На острове Реюньон вулканизм продолжается и сегодня. Возраст наиболее древних вулканитов на острове около 2 млн. лет [Duncan, 1990].
Глава 1.1. КРАТКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА СКВАЖИН И ПЕТРОГРАФИЯ БАЗАЛЬТОВ МАСКАРЕНСКОГО И МАЛЬДИВСКОГО ПОДНЯТИЙ
Скважиной. 706С (13°06,84' ю.ш., 61°22,26' в.д.), расположенной на востоке Маскарен-ского хребта, вскрыто 77,4 м базальтов фундамента, представленных пиллоу-лавами, излившимися в субмаринных условиях. Участниками 115 рейса ODP эта толща, на основании лигологических и структурных особенностей базальтов, разделена на 32 лавовых потока («lava units») [Beckman, Duncan et al., 1988]. По химическому составу базальты верхних 30 потоков отличаются от базальтов 31-го и 32-го потоков [Baxter, 1990]. Осадочная толща мощностью 44,3 м сложена известковыми нанофоссилиевыми илами раннеолигоценового возраста. Для известковых форамениферовых илов с нанофоссилиями, слагающих верхние 4 м толщи, определен плейстоценовый возраст [Beckman, Duncan et al., 1988]. Лавовые потоки верхней группы сложены афировыми базальтами. Базальты нижней группы представлены плагиофировыми разностями. Вкрапленники плагиоклаза размером 2-5 мм составляют 15-20% объема породы.
Толеитовые базальты, вскрытые скважиной 707С (07°32,72' ю.ш., 59°01,01 в.д.) в северо-западной части Маскаренского хребта, слагают 5 лавовых потоков, излившихся в суб-аэральных условиях. Мощность вскрытых пород фундамента составляет 67,6 м. Фундамент перекрыт мощной толщей осадков (438,7 м), представленных известковыми аргиллитами, наиболее древние из которых имеют раннепалеоценовый возраст. Верхи толщи (первые 151м) сложены форамениферовыми нанофоссилиевыми илами плейстоцен-олигоцсиового возраста [Beckman, Duncan et al., 1988]. На основании содержаний ряда некогерентных элементов
выделены две группы пород, образованные различными
типами магм [Baxter, 1990]. Первую (верхнюю) группу составляют породы, слагающие 1-3 потоки, вторую - 4-й и 5-й потоки. Верхняя группа пород представлена афировыми, редко порфировыми и порфировыми базальтами. Два последних структурных типа содержат от 1% (в первом случае) до 20% (во втором) вкрапленников плагиоклаза размером до 2-3 мм. Нижние потоки сложены в основном порфировыми и редко порфировыми базальтами. Среди вкрапленников преобладает плагиоклаз. Количество вкрапленников колеблется от 1-5% до 25% объема породы у различных типов базальтов, а их размеры - от 0,8 до 4 мм.
Скважиной 7J3A (04°11,58' ю.ш., 73°23,65' в.д.), пробуренной на северной границе банки Чагос, вскрыто 84,7 м базальтов, излившихся в субмаринных условиях. Вся толща подразделена на 35 лавовых потоков. Базальты перекрыты нанофоссилиевыми мелоподобными известняками и вулканическими пеплами мощностью 155 м. Возраст наиболее древних осадков — средний эоцен. Верхние 31 м осадочной толщи представлены форамениферовыми нанофоссилиевыми илами плейстоцен-позднемиоценового возраста [Beckman, Duncan et al., 1988]. А. Бакстером [Baxter, 1990] были выделены две группы потоков: верхняя группа (потоки 1-5) состоит из слегка обогащенных базальтов, близких по составу к нижней группе лав из скв. 707С; нижние потоки, объединенные во вторую группу (потоки 6-35) сложены базальтами, обладающими более деплетированными составами, близкими к MORB. Существенных различий в петрографическом составе пород из выделенных геохимических групп практически нет. Базальты скважины представлены порфировыми разностями с преобладанием плагиоклаза во вкрапленниках, общее количество которых сильно колеблется и достигает 20-25% объема породы.
Скважина 7J5A (05г04,89' с.ш., 73°49,88' в.д.) расположена на восточной границе Мальдивского хребта. Базальты фундамента (мощность толщи - 76,6 м), вскрытые скважиной, слагают 21 лавовый поток, излияния которых проходили в субаэральпых условиях. Наиболее" древние осадки, вскрытые скважиной, представлены мелководными (рифовыми) известняками раннеэоценового возраста. Верхи осадочной толщи (104,6 м) сложены глинистыми форамениферовыми нанофоссилиевыми илами и мелоподобными известняками позднеплейстоцен-раннемиоценового возраста. Общая мощность осадочной толщи составляет 211,3 м [Beckman, Duncan et al., 1988]. Среди вскрытых скважиной вулканитов преобладают афировые базальты. Присутствуют также редко порфировые разности. Вкрапленники представлены плагиоклазом и (или) оливином, а их суммарное количество достигает в отдельных образцах 10% объема породы.
Глава 1.2. ГЕОХИМИЯ БАЗАЛЬТОВ МАСКАРЕНСКОГО И МАЛЬДИВСКОГО
ПОДНЯТИЙ
Анализ полученных геохимических результатов, в совокупности с имеющимися литературными данными, позволяет выявить различия в составах базальтов из рассматриваемых скважин. На классификационной диаграмме точки составов ба-
зальтов из этих скважин ложатся в области N-MORB (скв. 707С и 71 ЗА), E-MORB (скв. 715А и 706С) и внутриплитных толеитов (базальты верхних потоков из скв. 706С).
Для вулканитов верхних потоков скв. 706С характерны высокие содержания Zr, Nb, Y, суммарного железа и щелочей. По этим параметрам они близки к наименее
магнезиальным лавам острова Реюньон. Более магнезиальные базальты нижних потоков обладают «деплетированными» содержаниями некогерентных элементов, высокими концентрациями AljOj и СаО и относительно низкими — суммарного железа, приближаясь по химическому составу к MORB [Baxter, 1990]. По уровню концентраций и характеру распределения РЗЭ базальты верхних потоков скв. 706С существенно отличаются от MORB, приближаясь по этим параметрам к базальтам океанических островов, хотя значения в них ниже. Концентрации и кривая распределения РЗЭ образца базальта из нижней группы потоков относительно близки к таковым в E-MORB (рис. 2).
Различия в химизме вулканитов выделенных групп не могут быть объяснены процессами фракционирования. Следовательно, базальты этих групп являются продуктами магм, которые связанны с различными мантийными источниками.
Базальты трех верхних потоков в скв. 707С обладают более низкими содержаниями суммарного железа,
Рис. 2. Диаграммы распределения РЗЭ, нормированных по N-MORB [Sun, -j-jq pQ ^r Nb Y McDonough, 1989], для базальтов из скважин на Маскаренском и Мальдив- 2' 2 3' ' ' ском поднятиях. и Sr, но несколько
повышенным MgO
по сравнению с породами 4-го и 5-го потоков. По характеру распределения и уровням концентраций РЗЭ базальты верхних потоков значительно отличаются от нижних, являясь даже более деплетированными, чем N-MORB, особенно в отношении легких РЗЭ (ЛРЗЭ). Базальты нижних потоков близки к N-M0RB, обладая по сравнению с ними несколько повышенными концентрациями РЗЭ (рис. 2).
Аналит содержаний РЗЭ подтверждает различие в составах базальтов из выделенных групп в скв. 71 ЗА. Потоки с 1-го по 5-й состоят из слегка обогащенных группой РЗЭ (особенно ЛРЗЭ) базальтов по сравнению с N-MORB. Нижние потоки, объединенные во вторую группу (потоки 6-35), сложены базальтами, концентрации и характер распределения РЗЭ в которых соответствуют N-MORB (рис. 2).
Изученные образцы базальтов из скв. 715А обладают большим разбросом концентраций РЗЭ, но близким характером их распределения, который сходен с E-MORB (рис. 2). По ряду некогерептных элементов, таких как TiOj, PjO,, Zr, Nb и Y они сильно дифференцированы.
Концентрации этих элементов в различных образцах колеблются от близких к базальтам из СОХ, скв. 706С (нижняя группа), скв. 707С (нижняя группа) и скв. 713А до концентраций, характерных для вулканических пород островов Реюньон и Маврикий. По ряду параметров они близки к траппам Декана.
Диаграмма Zr/Nb-La/Vb,, (рис. 3) указывает на значительные различия в значениях этих параметров для
Рис 3. Диаграмма зависимости Zr/Nb от La,/Yb, (нормировано по базальтов из рассматривае-хондриту) в базальтах из скважин на Маскаренском и Мальдив- мых скважин. Эти отноше-ском поднятиях. Приведены поля составов базальтов о. Реюньон
[Fisk et al., 1988], траппов Декана [Lightfoot, Howkesworth, 1988] и ния ^жгичгски не меня-среднее значение N-MORB [Sun, McDonough, 1989]. ются при процессах парци-
ального плавления и фракционной дифференциации и, следовательно, могут быть использованы для характеристики состава мантийного источника из которого образовалась вулканическая порода.
Глава 1.3. ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ Гипотеза, обьясняющая образование внутриплигных поднятий на западе Индийского океана действием долгоживущей глубинной мантийной «горячей точки», является сегодня наиболее популярной. Однако существуют и другие представления о формировании этих структур. Предполагалось, что Маскаренское поднятие формировалось над палеозойской островной дугой [Meyerhoff, Kamen-Kay, 1981]. Сейшельские острова, расположенные на северо-западном окончании поднятия, представляют собой докембрийский гранитный массив. Граниты, с возрастом ~ 650 млн. лет, секутся серией значительно более молодых базальтовых даек [Baker, Miller, 1963]. Эти данные указывают на континентальную природу этих островов. По мнению Г.Б. Удинцева можно предполагать, что «...вся система глыбовых поднятий западного сектора Индийского океана является примером горстовых структур, оказавшихся останцами оседания на фоне более быстрых погружений ложа котловин» [Удинцев, 1987]. На континентальную первичную природу Лаккадивского блока на севере Мальдивского хребта указывает Ю.М. Пущаровский. По его мнению, Мальдивский хребет в
целом гетерогенен и был сформирован в процессе «мощного концентрированного горсто-образования» [Пушаровский, 1995].
Согласно плитовым реконструкциям [Duncan, 1990] и доминирующей сегодня гипотезе образования всей цепи поднятий в западной части Индийского океана около 65 млн. лет назад массовым излиянием покровных толеитовых базальтов в западной Индии (провинция Деканских траппов) начала свою деятельность горячая точка «Реюньон». Образование базальтов Декана происходило на границе мела и палеогена в течение 0,5 млн. лет [Jaeger et al., 1989].
По мнению Фиска, Дункана и др. [Fisk, Duncan, et al., 1989] изменение составов базальтов с возрастом вдоль цепи поднятий от о. Реюньон к траппам Декана связано со смешением в различных пропорциях астеносферной и глубинной («плюмовой») мантии. Преобладание плюмового источника наблюдается в структурах находящихся во внутриплитной позиции (о. Реюньон, о. Маврикий и, возможно, скв. 715А на Мальдивском хребте). В остальных случаях горячая точка и спрединговый хребет совпадали на различных стадиях открытия Индийского океана (скв. 706С, 707С и 71 ЗА). Составы базальтов из этих скважин несут на себе признаки как плюмовой, так и астеносферной декретированной мантии.
Проведенные У. Уайтом и др. [White et al., 1990] исследования изотопных составов базаль-пов из рассматриваемых скважин приводят этих авторов к выводу о том, что вулканизм Деканской трапповой провинции, Маскаренского и Мальдивского поднятий и о. Реюньон являются продуктами единого мантийного плюма. Изотопные составы базальтов из скважин располагаются между полями составов MORB и базальтов о. Реюньон. При этом изотопные отношения в магмах, образованных из мантийного плюма «Реюньон», систематически менялись во времени в сторону уменьшения их «деплетированности». Эти геохимические изменения сопровождались уменьшением объемов излияний. Деканский вулканизм шггерпретируется как начало действия плюма, а магматизм о. Реюньон, как его современное выражение.
Согласно плитовым реконструкциям, географически излияния лавовых потоков из скв. 707С происходили в пределах провинции западных Деканских траппов [Duncan, 1990]. Затем были отделены от них в ходе спрединга и раскрытия Аравийского моря. Однако по своему химизму базальты этих провинций очень сильно различаются. Определенный для базальтов из скв. 707С возраст выпадает из закономерной временной последовательности вулканических излияний, характерной для поднятий связанных с горячими точками.
Базальты из скв. 707С и 713А, а также MORB, обладают рядом близких геохимических характеристик. Высказывались мнения, что банки Сайя де Малья и Чагос ранее были единым вулканическим поднятием [McKenzie, Sclater, 1971]. При этом предполагается, что повышенная мощность коры этого поднятия обусловлена совпадением на каком-то временном интервале горячей точки и спредингового хребта, как это характерно для современной Исландии [Fisk, Doraan, et al, 1989] Для подтверждения этих предположений необходимо значительно более масштабное исследование возраста базальтов, слагающих эти банки. Согласно имеющимся на сегодняшний день данным наблюдается значительный временной интервал между формированием фундамента на банках Сайя де Малья и Чагос.
Приведенные данные по морфологии и геологии Маскаренского и Мальдивского поднятий, по геохимии и возрасту слагающих их фундамент базальтов не позволяют рассматривать эти структуры в целом как продукт действия мантийного плюма «Реюньон». С его действием
связано образование лишь некоторой части Маскаренского поднятия (скв. 706С) и острова Реюньон. Попытки связать всю цепь внутришштных поднятий на западе Индийского океана единым механизмом образования не находят достаточных доказательств. В пользу таких предположений говорят: 1) блоковая морфология рассматриваемых хребтов, а не наличие цепи отдельных вулканических поднятий, как это характерно для Гавайско-Императорского хребта; 2) не соблюдение временной последовательности изменения возраста пород вдоль хребтов; 3) отличия в составах базальтов из различных скважин (от N-MORB в скв. 707С и 713А до обогащенных разностей в скв. 706С и 715Л); 4) степень обогащения базальтов из рассматриваемых скважин не достигает уровня ОГВ; 5) отсутствие на поднятиях свойственных для островов дифференцированных разностей и пород повышенной щелочности; 6) различие изотопных составов вулканитов внутришштных поднятий, острова Реюньон и трапповой формации Декана. Имеющийся материал указывает на то, что не только Маска-ренское и Мальдивское поднятия это самостоятельно формировавшиеся структуры, но и отдельные сегменты этих поднятий имеют особенности в истории своего развития. Общим представляется связь магматизма этих структур с крупными разломными зонами на консолидированной океанической коре.
ЧАСТЬ II. ВОСТОЧНО-ИНДИЙСКИЙ ХРЕБЕТ,
Восточно-Индийский хребет, являясь одним из наиболее крупных асейсмичных хребтов Мирового океана, протягивается на расстояние около 5000 км практически параллельно 90-му меридиану в.д. Ширина хребта на всем его протяжении около 220 км при высоте около 3000-4000 м над ложем океана. Профиль Восточно-Индийского хребта асимметричен: восточные его склоны круты, западные - пологи. Вдоль подножия восточного склона тянется желоб. Хребет обладает характерной блоковой морфологией. В строении склонов хребта важную роль играют сбросовые уступы. По простиранию хребет делится на многочисленные блоки разделенные разломами и грабенами [Удинцев, 1987]. Мощность коры хребта в различных его участках оценивается разными авторами от 12 до 25 км [Удинцев, 1987; Bowin, 1973].
Бурение Восточно-Индийского хребта проводилось в 26-м и 121-м рейсах судов «Гломар Челенджер» и «ДЖОИДЕС Резолюшн». В работе исследованы образцы базальтов из скважин 254, 756D, 757С и 758А, расположенных вдоль простирания этой тектоно-магматической структуры (рис. 4).
Возраст базальтов фундамента хребта, определенный по наиболее древним перекрывающим их осадкам, увеличивается вдоль его простирания с юга на север от позднего эоцена, олигоцена до кампана и соответствует 38 млн. лет для скв. 254 и 756D, 55-59 млн. лет для скв. 757С и 73-83 млн. лет для скв. 758А [Saunders et al., 1991]. Возраст базальтов Раджма-хальской вулканической формации, расположенной на континентальной гранипе северовосточной Индии, оценивается в 117 млн. лет, согласно датировкам.
20°-
-20°-'
-40°-
Глава 2.1. КРАТКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА СКВАЖИН И ПЕТРОГРАФИЯ БАЗАЛЬТОВ
ВОСТОЧНО-ИНДИЙСКОГО ХРЕБТА В южной части хребта на стыке с поднятием Брокен скважиной 254 (30°58,15' ю.ш., 87"53,72' вд.) вскрыто 42,5 м базальтов, которые по-мнению участников 26 рейса судна «Гло-
мар Челенджер» [Кетпре, 1974] представляют собой один мощный поток. В этом потоке ими описаны три разновидности базальтов: крупнопорфировые базальты, среднезернистые базальты и мелкозернистые базальтовые автобрекчии. Осадки, вскрытые скважиной, представлены в основном фораминиферовыми илами олигоценового возраста (наиболее древние датированные осадки). 91,5 м осадков, залегающих непосредственно на породах фундамента — это песчанистые и алевритистые глины, конгломераты и обломочный материал. Общая мощность осадков составляет 301 м. Изученные образцы пород фундамента представлены афировыми и оливин-микропорфировыми базальтами.
Скважиной 756D (27°2U8 ю.ш., 87°35,84 в.д.) вскрыто 82 м базальтов, разделенных на 14 потоков. Среди слагающих их пород преобладают афиро-вые и редко плагиофировые типы толеитовых базальтов различной степени везикулярности (Peirce, Weissel et al., 1989; Frey etal., 1991; Sanders et al., 1991]. Базальты перекрываются 139 м осадков, среди которых преобладают известняки. Возраст наиболее древних из них - поздний эоцен. Верхи толщи
-60°-
120®
Рис 4. Схема расположения скважин ODP на Восточно-Индийском хребте. В круглых скобках указан возраст базальтов в млн. лет.
слагают нанофоссилиевые или с форамсниферами плейстоцен-верхнеэоценового возраста [Peirce, Weisscl et al., 1989]. 5-й, 8-й и 13-й потоки сложены редко плагиофировыми базальтами, а 6-й, 9-й и 14-й - афировыми разностями.
Скважиной 757С(17°1,38' ю.ш., 88°1,8Г в.д.), расположенной примерно в средней части хребта, вскрыто 48,3 м базальтов. Участниками 121 рейса ODP эта толща подразделена на
19 маломощных потоков [Peirce, Weissel et al., 1989; Frey et al., 1991; Saunders et al., 1991]. Среди них преобладают везикулярные плагиофировые разности толеитовых базальтов. По химическому составу вскрытые скважиной базальты подразделяются на две группы. К первой группе относятся базальты, слагающие верхние 14 потоков, ко второй - базальты 17-го и 18-го потоков [Saunders et al., 1991]. Мощность вскрытых скважиной осадков 372,8 м. Верхние 212 м осадочной толщи представлены палеоцен-нижнеэоценовыми нанофоссилие-выми илами. Непосредственно на базальтах залегают туфы. Возраст наиболее древних осадков определен как поздний палеоцен [Peirce, Weissel et al., 1989]. Большая часть исследованных образцов представлена плагиофировыми базальтами и относится к верхней геохимической группе. Два образца представляют клинопироксен-плагиоклазовые и плагиок-лазовые порфировые базальты второй (нижней) геохимической группы (18-й поток).
Скважина 758А (05°23,04' с.ш., 90°21,67' вд.) расположена в северной части хребта. 177,9 м базальтов, вскрытых в этой скважине, разделены на 29 потоков мощностью от 2 до
20 м [Peirce, Weissel et al., 1989]. Породы фундамента перекрыты мощной толщей осадков (527 м), верхние 122 м которой представлены нанофоссилиевыми илами голоцен-среднемиоценового возраста. Низы осадочной толщи сложены глинистым туфом. Возраст наиболее древних осддков - сантон-нижний кампан. Среди изученных базальтов преобладают афировые плохо раскристаллизованные разности. Встречаются как массивные, так и везикулярные образцы. Реже встречаются редко порфировые базальты, количество вкрапленников у которых составляет 1-5% объема породы. Присутствуют также порфировые разности с 10-15% вкрапленников. Фенокристы или их гломеропорфировые сростки представлены в основном плагиоклазом.
Петрографические особенности базальтов (неполная их раскристаллизованность, преобладание афировых разностей, широко распространенная и относительно высокая везику-лярность), формирующих Восточно-Индийский хребет, указывают па то, что практически на всем протяжении хребта излияние лав, вскрытых скважинами глубоководного бурения, происходило в мелководных (субаэралъных) условиях. Отсутствие протокристаллов свидетельствует о непосредственном излиянии расплавов из зон их генерации, минуя промежуточные магматические камеры. Исключение составляют порфировые базальты средней части хребта (скв. 757С). На этом участке хребта расплавы, по-видимому, некоторое время «отстаивались» в промежуточной магматической камере, что привело к накоплению фенокри-стов плагиоклаза.
Глава 2.2. ГЕОХИМИЯ БАЗАЛЬТОВ ВОСТОЧНО-ИНДИЙСКОГО ХРЕБТА
На классификационной диаграмме Zr-Nb-Y [Meschede, 1986] точки составов базальтов из скважин Восточно-Индийского хребта расположены на стыке трех выделяемых полей: N-MORB, E-MORB и внутриплитных толеитов. Базальты скв. 758А расползаются в поле
N-MORB, большая часть базальтов скв. 254 - в поле E-MORB, а большая часть базальтов скв. 756D в поле внутриплатных толеитов. Базальты скв. 757С распределены между всеми гремя полями.
Базальты из всех рассматриваемых скважин, в той или иной степени, обогащены РЗЭ по
сравнению с N MORB, особенно ЛРЗЭ (рис. 5). В большей степени это относится к базальтам из скв. 254, где и концентрации ТРЗЭ выше, чем у нормальных толеитов СОХ. Распределение РЗЭ в базальтах скв. 756D, по сравнению с базальтами скв. 254, сохраняет ту же тенденцию обогащения ЛРЗЭ. Некоторое отличие заключается в Рис 5. Диаграммы распределения РЗЭ, нормированных по N-MORB ^п,
McDonough, 1989], для базальтов из скважин на Восточно-Индийском хребте. то^ что концентрации ТРЗЭ в базальтах скв. 756D несколько ниже, чем в N-MORB. Для базальтов скважины 757С характерны широкие вариации в распределении РЗЭ, причем только у (в отдельных образцах) концентрации выше, чем в нормальных толеитах СОХ. При этом в отношении Ей, ТЪ, УЪ, Ьи и, частично, Sm они в зачительной мере обеднены по сравнению с N-MORB. Общий уровень концентраций РЗЭ ниже в плагиофировых разностях (верхняя группа потоков), чем в породах нижних потоков. Вулканиты скважины 758А отличны от N-MORB по характеру распределения РЗЭ, обладают более высокими концентрациями Ьа, Се, N<1 и, отчасти, Зш, и обеднены по сравнению с ними При этом колебания концентраций отдельных элементов спектра в различных образцах очень значительны.
Как и з слу'ас бгзальтев поднятий на западе Индийского океана, наблюдается прямая корреляционная зависимость между содержаниями РгО). Тл, КЬ и У и концентрациями ТЮ2, как в базальтах отдельных скважин и провинции Раджмахал, так и в ряду скважин 757С - 758А -756D - 254. Содержания этих элементов различны в базальтах из выделенных групп в скв. 757С. Вулканиты нижней группы обогащены а также по сравнению с ба-
зальтами верхних потоков. Значения в базальтах выделенных групп близки.
На диаграмме Zr/Nb -La/Yb,, (рис. 6) поля составов базальтов из скважин Восточно-Индийского хребта в значительной мере перекрываются друг с другом, не перекрываясь с полями составов толеитов о. Кергелен и плато-базальтов Рад-жмахала (лишь незначительно перекрывается с полем скв. 758А). Значения этих параметров у пород фундамента из рассматриваемых скважин сильно от-Рис. 6. Диаграмма зависимости Zr/Nb от La/VT», (нормировано по личаются и от N-MORB. хондриту) в базальтах Восточно-Индийского хребта. Приведены поля составов толеитовых базальтов о. Кергелен [Storey et al., 1988] и плато-базальтов Раджмахала [Storey et al., 1992].
Глава 2.3. ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ О формировании Восточно-Индийского хребта в разное время высказано несколько гипотез. Согласно этим гипотезам хребет предлагается рассматривать как: 1) горстообразное поднятие на океанической коре [Francis, Raitt, 1967]; 2) поднятие, образованное при коллизии двух плит и надвиге одной плиты на другую [Le Pichon, Heirtzler, 1968]; 3) рифтогенную вулканическую структуру [Veevers et al., 1971]; 4) след горячей точки [Morgan, 1972; Bowin, 1973; Thompson et al., 1974; Frey et al., 1977; Peirce, 1978; Duncan, 1978]; 5) результат взаимодействия деятельности горячей точки и дислокаций на трансформном разломе [Luyendyk and Davis, 1974; Sclater, Fisher, 1974]; 6) сочетание следов нескольких горячих точек [Luyendyck and Rennick, 1977]. Ю.П. Непрочное и др. предложил рассматривать формирование Восточно-Индийского хребта, как результат тектонических движений в зопе линейного разлома на океанической коре, которые сопровождались базальтовым вулканизмом, что привело к приращению второго слоя океанической коры под хребтом [Непрочное и др., 1980]. Близких взглядов на формирование хребта придерживается и Г.Л. Кашинцев [Капшнцев, 1994]. На правомерность связи блоковых структур фундамента хребта с крупной зоной разлома указывает Г.Б. Удинцев [Удинцев, 1987]. При этом он приводит доводы в пользу представлений о первично континентальной природе фундамента хребта. Ю.М. Пущаровский рассматривает хребет как «...порождение океанской блоковой тектоники» [Пущаровский, 1995].
Однако, в настоящее время подавляющим большинством исследователей образование Восточно-Индийского хребта связывается с движением Индийской плиты над стационарным мантийным плюмом. Согласно этой гипотезе Восточно-Индийский хребет, хребет Брокен, плато Кергелен и траппы Раджмахала (восточная Индия) являются продуктами дол-гоживущей (около 120 млн. лет) горячей точки, расположенной вблизи островов Кергелен
и Херд [Luyendyck and Rennick, 1977; Duncan, 1978; Morgan, 1981; Duncan, 1981]. Наиболее ранними вулканическими продуктами данной горячей точки считаются плато-базальты провинции Раджмахал на востоке Индии (-117 млн. лет), обнажающиеся на площади 4300 км2. Эта вулканическая формация сложена в основном кварц-нормативными толеитами [Storey et al., 1992]. К ранним вулканическим продуктам данной горячей точки также относят вулканиты южной части плато Кергелен (скв. 749С и 750В). Приблизительно 84 млн. лет назад Индия начала отодвигаться от Австрало-Лш арктической плиты. Считается, что горячая точка формировала Восточно-Индийский хребет в интервале между поздним мелом и ранним олигоценом при движении Индии на север. Начиная приблизительно с 38 млн. лет, когда спрединг океанического дна в Юго-Восточном Индийском хребте разделил Восточно-Индийский хребет и горячую точку, вулканизм был ограничен районом вокруг архипелага Кергелен на медленно движущейся Антарктической плите [Duncan, 1991].
Данные бурения указывают на то, что Восточно-Индийский хребет сложен, в основном, обогащенными ЛРЗЭ толеитовыми базальтами. Кроме того, в скв. 214 вскрыты океанические андезиты, а в скв. 216 - ферробазальты [Saunders et al., 1991]. Вариации составов базальтов в каждой из скважин возможно объяснить фракционной кристаллизацией или другими процессами дифференциации расплава.
Вулканиты из скважин хребта обладают различными изотопными характеристиками, что предполагает их образование из мантийных источников различного состава и (или) при их смешении. При этом, изотопные составы базальтов Восточно-Индийского хребта указывают, на невозможность их образования простым смешением между двумя мантийными источниками - деплетированным (MORB) и обогащенным (плюмовым). Возможно образование хребта происходило при смешении пескольких плюмовых источников [Luyendyck, Rennick, 1977].
Центральная и Кокосовая глубоководные котловины, расположенные к западу и востоку от Восточно-Индийского хребта, соответственно, представляют собой тектонически и геодина-мически единый структурный элемент, а сам хребет следует рассматривать как наложенную па него тектоно-магматическую структуру [Пущаровский, 1995]. Наиболее сложная структурная, тектоническая и палеомагнитная картина наблюдается к востоку от Восточно-Индийского хребта. Значительные различия отмечены в содержаниях редких и редкоземельных элементов, а также в изотопных составах разновозрастных базальтов, слагающих фундамент абиссальных котловин обрамляющих Восточно-Индийский хребет [Weis, Frey, 1996].
По своей морфологии и структуре Восточно-Индийский хребет очень близок Мальдивскому хребту [Удинцев, 1987]. Ю.М. Пущаровский называет их «структурными аналогами» [Пущаровский, 1995]. Как и в случае с внутриплитными поднятиями западной части Индийского океана, имеющиеся данные по геохимии базальтов, слагающих фундамент Вос-точно-Индийгкого хребта, а также особенности его морфологии и строения, не позволяют безоговорочно принять идею о связи его формирования с действием глубинного мантийного плюма «Кергелен». Имеющиеся структурные и геохимические особенности хребта возможно объяснить развитием крупной разломной зоны на консолидированной океанической коре, инициировавшей излияния больших объемов базальтовых магм, по составу отличных от характерных, как для СОХ, так и для океанических островов. Различия в составах базальтов
из различных сегментов хребта может быть связано с глубиной проникновения разлома в мантию, при условии вертикальной ее неоднородности, или с различной степенью плавления мантийного субстрата в той или иной точки хребта, или локальными латеральными мантийными неоднородностями в этой части Индийского океана.
ЧАСТЬ III ПЛАТО КЕРГЕЛЕН
Плато Кергелен площадью 3*10® км2 расположено в южном секторе Индийского океана между 46" и 64" ю.ш. и ориентировано в северо-западном направлении. Протяженность поднятия свыше 2000 км при средней ширине около 500 км и высоте над океаническим дном около 3 км. Оно подразделяется на несколько сегментов (южный, центральный, северный), выделяются также банка Элан и бассейн Лабуан. Северный сегмент плато, в пределах которого находится архипелаг Кергелен, расположен на меньших глубинах (менее 1000 м), чем южный его сегмент (от 1000 до 2000 м). Архипелаг Кергелен (6500 км2) расположен между 48°30' и 50°00' ю.ш. и 68°30' и 70°00' в.д. Восточный склон поднятия образован крутыми сбросовыми уступами. Западный склон относительно пологий и образует широкий выступ (банка Элан) в центральной части плато, который выдается в западном направлении на 600 км. Поверхность акустического фундамента плато нарушена рядом сбросов и грабенов [Удинцев, 1987]. Мощность коры для плато Кергелен составляет 20-23 км [Houtz et al., 1977]. Мощность коры под архипелагом Кергелен оценивается от 12 до 17 км [Gautier et al., 1990].
Бурение в пределах плато проводилось в ходе 119, 120 и 183 рейсов ODP. Фундамент плато Кергелен был вскрыт скв. 738С (119 рейс ODP), 747C, 749С и 750В (120 рейс ODP), a также скважинами 183 рейса ODP. Изучены образцы базальтов из скважин 747С (рейс 120), 1136А, 1137А, 1138А и 1140А (рейс 183), расположенных в различных частях плато (рис. 4).
Основная масса пород фундамента плато Кергелен представлена толеитовыми базальтами. Возраст их наименее измененных разностей, определенный ®Аг/9Аг методом, 109 млн. лет для скв. 749С и 118 млн. лет для скв. 750В [Whitechurch et al., 1992]. Магматизм на о. Кергелен продолжался с 38 до 1 млн. лет [Удинцев, 1987; Frey et al., 2000]. Возраст базальтов из скважин 183 рейса изменяется от 105 млн. лет в скв. 1136А (южная часть плато) до 94 млн. лет в скв 1138А (центральная часть плато) и 35 млн. лет в скв. 1140А (северная часть плато). Возраст вулканитов банки Элан (скв. 1137А) оценивается в 74 млн. лет [Coffin et al., 2000].
Глава 3.1. КРАТКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА СКВАЖИН И ПЕТРОГРАФИЯ БАЗАЛЬТОВ
ПЛАТО КЕРГЕЛЕН
В ходе 120 рейса ODP фундамент был вскрыт в скв. 747С, 749С и 750В на глубину 53,9, 47,5 и 34,2 м, соответственно Скважины 749С (58°43,03' ю.ш.. 76°24.45' в.д.) и 750В (57"35,54' ю.ш., 8144,42' в.д.) расположены в северной части южного сегмента плато. Базальты, вскрытые в этих скважинах, представлены порфировыми разностями с различным количеством вкрапленников клинопироксена и плагиоклаза. Базальты были подняты также в скв. 748С, но эти сильно измененные щелочные базальты представляют собой поток
мощностью 3,4 м внутри толщи осадков, а не часть фундамента; он расположен в 150-200 м над фундаментом [Sclich, Wise, 1992].
Скважина 747С (54° 48,68' ю.ш., 76" 47,64' в.д.), расположенная в центральной части плато Кергелен, вскрыла 53,9 м пород фундамента. Базальтовый фундамент перекрыт толщей осадков мощностью 295 м. Основная часть осадков представлена нанофоссилиевыми мелоподобными известняками. Возраст наиболее древних (залегающих непосредственно на породах фундамента) известняков - ранний сантон. Верхние 32,7 м осадочной толщи сложены фораминиферовыми и диатомовыми илами плейстоценового возраста [Sclich, Wise et al., 1989]. Значительная часть пород представлена афировыми оливиновыми базальтами. Присутствуют также плагиофировые разности.
Скважина 1136А (59°39,Г ю.ш., 84°50,Р в.д.) расположена в южной части плато на глубине 1930,6 м. Этой скважиной вскрыто 33,3 м базальтов фундамента, перекрытых 128 метровой толщей нижнеэоцен - среднеэоценовых осадков, представленных в основном пелагическими известковыми илами, а также (в основании толщи) вулканическими карбонатно-глинистыми песками [Coffin et al., 2000]. Породы фундамента подразделены на 3 потока. Базальты порфировые с содержанием фенокристов от 1 до 15%. Фенокристы представлены главным образом плагиоклазом.
Скважина 1137А (56°50,0' ю.ш., 68°05,6' в.д.) расположена к западу от плато Кергелен на банке Элан на глубине 1004,5 м. Этой скважиной вскрыты 151,7 м пород фундамента и 219,5 м перекрывающих их осадков. Верхние 9,5 м осадочной толщи сложены плейстоценовыми пелагическими диатомовыми илами с фораминиферами. Ниже залетают 190 м белых нанофоссилиевых илов с редкими кремнями - от миоценового до верхнеэоценового возраста. Нижние 20 м осадков представлены глауконит-содержащими песчанистыми карбонатными породами позднекампанского возраста [Coffin et al., 2000]. Эффузивные породы этой скважины подразделены па 10 потоков, два из которых (6-й и 9-й) сложены лито-кристаллокластическими дацитовыми туфами. Между слоями туфов залегают потоки афи-ровых и редко микропорфировых базальтов. В петрографическом составе пород отчетливо просматривается закономерное изменение соотношения породообразующих минералов, структуры и везикулярности сверху вниз (от 2-го до 4-го потока включительно). 2-й поток сложен афировыми базальтами. Далее в этой последовательности увеличивается количество фенокристов (от единичных до 20-25% объема породы) и изменяется их состав - от мик-рофенокристов плагиоклаза до оливин-плагиоклазовых и оливин-пироксен-плагиоклазовых гломеропорфировых агрегатов 10-й поток также сложен плагиофировыми везикулярными базальтами.
Скважина 1138А (53С33,1' ю.ш., 75°58,5' в.д.) расположена в центральной части плато на глубине 1141.4 м. Она вскрыла 144 м пород фундамента и 698 м перекрывающих их осадков плейстоцен - верхнемелового возраста. Верхние 650 м осадков представлены биогенными кремнистыми и карбонатными пелагическими илами, а нижние 50 м - флювиальными или приповерхностными морскими алевролитами и песчаниками [Coffin et al., 2000]. Вскрытые скважиной вулканические породы подразделены на 22 потока. 2-й поток сложен кристалл-
литокластическим андезиго-базальтовым туфом. Остальные потоки сложены главным образом афировыми базальтами.
Скважина 1140А (4б°15,6* ю.ш., бв^^б' в.д.) расположена в северо-западной части плато Кергелен. Скважиной вскрыто 234 м осадков и 87,9 м базальтов фундамента. Осадочная толща сложена содержащими форамениферы нанафоссилиевыми илами и мелоподобными известняками, возраст которых от среднего миоцена до раннего олигоцена или позднего эоцена [Coffin et al., 2000]. Вскрытые скважиной базальты подразделены на 6 потоков. Мощность потоков колеблется от 4,4 до 23,4 м. Породы 1-го потока представлены афировыми, редко плагиофировыми и редко оливин-микроплагиофировыми базальтами. Количество фенокристов не более 5%. Все последующие потоки сложены оливин-клинопироксен-плагиофировыми базальтами. Суммарное количество фенокристов, среди которых преобладает плагиоклаз, колеблется от 5 до 35%.
Глава 3.2. ГЕОХИМИЯ БАЗАЛЬТОВ ПЛАТО КЕРГЕЛЕН На классификационной диаграмме Zr-Nb-Y [Meschede, 1986] фигуративные точки состава большинства пород фундамента из изученных скважин располагаются в полях внутриплит-ных толеитов. Исключение составляют базальты из скв. 1136А и 1140А (кроме двух образцов), образующие компактные поля в области нормальных базальтов СОХ (N-MORB), и некоторые базальты из скв. 747С, лежащие в области обогащенных базальтов СОХ (E-MORB).
Для большинства скважин характерна прямая корреляционная зависимость между концентрациями P2Os, Zr, Nb и Y и концентрацией TiO2. Какой либо закономерности в изменении составов базальтов в зависимости от расположения скважин не наблюдается. Наиболее низкими значениями концентраций обладают базальты из скв. 750В,
749С и группа низкотитанистых базальтов из скв. 1140А
Характер распределения РЗЭ считается одним из критериев оценки состава и условий возникновения первичных базальтовых расплавов. В большинстве случаев базальты в отдельных скважинах плато Кергелен обладают близкими значениями и характером распределения РЗЭ. Этот факт указывает на образование базальтов из единого мантийного источника для каждой из скважин. Базальты изученных скважин в разной степени обогащены ЛРЗЭ по сравнению с N-MORB (рис. 7). Исключением является скв. 1140 на севере плато, где выделяются две группы базальтов, характеризующиеся резко различными значениями редких и редкоземельных элементов. Тренды распределения РЗЭ для одной из групп базальтов (низкотитанистые разности) близок к тренду, характерному для N-MORB. Для другой группы вулканитов (высокотитанистые разности) характерно обогащение ЛРЗЭ по сравнению с N-MORB. Вероятно, формировавшие базальты этой скважины первичные расплавы различны по составу и принадлежат к двум разноглубинным источникам.
Диаграмма (рис. 8) показывает различие этих параметров у базальтов из
разных сегментов плато. Фигуративные точки составов базальтов из изученных скважин образуют отдельные поля, не пересекающиеся между собой. Исключение составляют базальты скважин 747С и 1138А (центральная часть плато), а также два образца из скв. 1140А (группа 2), поля составов которых частично перекрываются.
Таким образом, геохимические особенности изученных базальтов из разных участков плато Кергелен свидетельствуют о формировании их первичных расплавов из различных по составу и глубине мантийных источников и (или) при смешении этих источников.
Глава 3.3. ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ На сегодняшний день существуют несколько гипотез образования плато Кергелен. Р. Хо-утс с соавторами рассматривают его как поднятый останец древней меловой океанической коры, сформированной к западу от Австралии во время отделения Индии от Австрало-Антарктического континента [Houtz et al., 1977J. Ряд исследователей считает, что плато
представляет собой фрагмент подвергшейся рифтингу континентальной коры суперконтинента Гондвана Peitz, Holden, 1970]. Наиболее популярной является гипотеза образования плато под действием мантийного плюма [Davies et al, 1989; Duncan, 1978; Luyendyck, Rennick, 1977; Morgan, 1981; Peirce, 1978; Storey et al., 1989; Weis et al, 1989]. Согласно шштовым реконструкциям, история развития плато выглядит следующим образом: плато Кергелен начало формироваться между 120 и ПО млн. лет с началом деятельности глубинного мантийного
Рис 7. Диаграмма распределения РЗЭ, нормированных по N-MORB [Sun, McDonough, 1989], для базальтов из скважин на плато Кергелен.
плюма «Кергелен» на активном спрединговом центре между Австрало-Антарктической и Индийской плитами или вблизи него. Вплоть до среднего эоцена хребет Брокен и плато
Кергелен формировались как единое целое. Спрединг океанического дна в Юго-Восточном Индийском хребте разделил их приблизительно 45-42 млн. лет назад [Houtz et al., 1977, Mun-schy and Schlich, 1987]. Сейчас хребет Брокен расположен на расстоянии -1800 км к северу от плато на глубине около 2 км и имеет размеры 100-200 км в ширину и 1000 км в длину.
Базальтовый вулканизм на плато Кергелен активно проявлялся на протяжении —100—110 млн. лет, формируя сначала фундамент южной его части, а затем распространяясь на северо-запад. Возрастные определения базальтов и перекрывающих их осадков в скважинах южной части плато (скв. 73 8С, 749С, 750В и 1136А) указывают на формирование пород фундамента этого сегмента в относительно короткий (-10 млн. лет) временной интервал на рубеже -110 млн. лет. Возраст -94 млн. лет и -85 млн. лет определен для базальтов из скважин 1138А и 747С, соответст-
Рве. 8. Диаграмма зависимости Zr/Nb от La/Y^n (нормировано по венно, расположенных в хондршу) в базальтах плато Кергелен и о. Кергелен [Storey et al., центральной части плато. 1988J. Приведены средние составы N-MORB и E-MORB [Sun, Близкий возраст (83-88 McDonough, 19891.
млн. лет) определен для
вулканитов хребта Брокен. Излияния базальтов южной и центральной частей плато проходило в субаоральных условиях. Вулканиты банки Элан (скв. 1137А) формировались ~74 млн. лет назад также в субаэральных условиях. На завершающем этапе вулканизма, начиная с -40 млн. лет, формировались северная часть плато и архипелаг Кергелен, а также некоторые вулканические поднятия в пределах центральной части плато (острова Херд и Макдо-налд). Излияния базальтов, вскрытых скв. 1140А, проходили в субаквальных условиях.
Петрографический состав изученных базальтов близок к составу базальтов СОХ. Вулканиты плато представлены афировыми, порфировыми и редко порфировыми разностями. В большинстве скважин преобладают афировые и редко порфировые породы. Значительно реже встречающиеся порфировые типы базальтов доминируют в скв. 1140А и 1137А (северная часть плато Кергелен и банка Элан). Фенокристы представлены в основном плагиоклазом. Значительно реже встречаются фенокристы оливина и клинопироксена (скв. 1137А и 747С). Суммарное количество фенокристов в порфировых базальтах варьирует в широких пределах - от единичных кристаллов до 25 % обьема породы (скв. 1137А). Степень раскристаллизованности и везикулярность вулканитов различны. Массивные базальты встре-
чаются редко и преобладают на севере плато (скв. 1140А). Наименее везикулярные вулканиты встречены в скв. 1136А и 1138А.
В геохимическом отношении базальты плато Кергелен и банки Элан являются производными толеитовых расплавов, возникших на больших глубинах по сравнению с расплавами СОХ. По сравнению с последними они обогащены Ti, Р, Zr, Sr и ЛРЗЭ. Базальты, слагающие фундамент центрального и северного сегментов плато, формировались за счет сходных по составу первичных расплавов, образованных, по-видимому, на близких глубинных уровнях. Лишь в северо-западной части плато Кергелен (скв. 1140А) формирование базальтов происходило, вероятно, за счет двух разноглубинных источников. Для базальтов южного сегмента плато из скв. 749С и 750В содержание редких и редкоземельных элементов близко к значениям, характерным для обогащенных и нормальных толеитов СОХ. Близкими, хотя и несколько более высокими концентрациями этих элементов обладают базальты скв. 1136А.
Значительные вариации в изотопных составах пород фундамента плато указывают на существование под ним мантийных неоднородностей. Предполагается [Storey et al., 1992], что формирование плато Кергелен проходило в ситуации аналогичной для современной Исландии. Низкие ЛРЗЭ/ТРЗЭ отношения и содержания других несовместимых элементов в базальтах из скв. 749С и 750В, а также изотопные их характеристики показывают наличие деплетированной мантии (DM) типа MORB под плато Кергелен. Однако в чистом виде мантийный компонент DM в вулканитах плато не наблюдается. Мантия ниже плато представляет собой главным образом смесь DM и EM-I членов, но обладает при этом некоторыми характеристиками, указывающими на участие резервуара ЕМ-Н. Одновременное нахождение меток мантийных компонентов DM и EM-I в базальтах плато и вулканитах о. Кергелен указывает на долговременное пространственное взаимодействие этих мантийных резервуаров, расположенных под плато Кергелен.
Обнаружение кремнекислых пирокластических потоков, а также лав трахитового, даци-тового и риолитового составов, является одним из важных и наиболее интересных результатов, полученных в результате бурения в различных частях плато. Признаки эксплозивного кремнекислого магматизма обнаружены в трех скважинах 183 рейса ODP (скв. 1137А, 1138А и 1139). Толща фундамента вскрытая скв. 1139 содержат лавы щелочных серий от трахибазальтов до трахитов и риолитов. Близкие щелочные лавы изливались на архипелаге Кергелен в раннем миоцене и плиоцен-плейстоцене [Frey et al., 2000].
Другим важным фактом для характеристики магматизма и истории формирования плато является вскрытие скв. 1137А (банка Элан) в 150-ти метровой толще базальтового фундамента 26-ти метрового прослоя флювиальных конгломератов, содержащих обломки базальтов, порфировых трахитов, риолитов, гранитоидов и гранат-биотитовых гнейсов [Frey et al., 2000].
Роль континентальной литосферы в формировании плато Кергелен обсуждается давно. Некоторые изотопные данные указывают на наличие континентальной компоненты в современных вулканических сериях о. Херд и отдельных мантийных ксенолитах, найденных на архипелаге Кергелен, а также в потоках меловых базальтов из некоторых скважин на плато Кергелен [Frey et al., 2000]. Отмеченные признаки позволяют предполагать широкое распространение континентального материала на плато Кергелен.
Имеющиеся данные позволяют предположить, что вулканизм плато Кергелен инициирован разломом (или серией разломов) ортогональной ориентации, который развивался с юго-востока в северо-западном направлении приблизительно со 110 до 35 млн. лет назад. Он был осложнен разломами северо-восточного простирания. С разломом северо-западного направления связан вулканизм плато Кергелен, а с разломами северо-восточной ориентации вулканизм банок Элан и Скифф. Морфология плато Кергелен и его обрамления, а также наличие брекчированных зон в вулканитах указывают, что каждый из выделяемых структурных блоков плато (южный, центральный и северный) претерпевал вертикальные движения в разное время в относительно самостоятельном режиме.
Особенности магматизма плато чаще всего связывают с долгоживущим глубинным мантийным плюмом, который на отдельных этапах формирования плато в различной степени взаимодействовал с верхнемантийным деплетированным источником. Однако, если принять идею о связи вулканизма с развитием крупного разлома, то возможно предположить, что глубина его проникновения в мантию на разных временных интервалах была различна. Тогда, исходя из представлений о вертикальной неоднородности мантии, следует ожидать различные составы мантийных выплавок, формировавших базальты из изученных скважин. Наличие в скв. 1140А (северная часть плато) двух дискретных по составу групп базальтов возможно связано с близостью спредингового Юго-Восточного Индийского хребта. Такой подход, как представляется, можно рассматривать как некоторую альтернативу идее о «горячей точке».
ЧАСТЬ IV. СРАВНИТЕЛЬНАЯ ПЕТРОЛОГО-ГЕОХИМИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА МАГМАТИЗМА ВНУТРИПЛИТНЫХ ПОДНЯТИЙ, ЗАПАДНОГО, ВОСТОЧНОГО И ЮГО-ВОСТОЧНОГО СЕКТОРОВ ИНДИЙСКОГО
ОКЕАНА.
На сегодняшний день большинство исследователей связывают образование внутриплит-ных тектоно-магматических структур с проявлениями магматизма, вызванного действием восходящих глубинных мантийных плюмов («mantle plume»), находящихся длительное время (до 120 млн. лет) на одном месте. Возникать такого рода «струи» могут при плавлении вещества над локальными источниками тепла и подниматься за счет разности плотностей вещества такой «струи» и окружающего массива [Добрецов, Берниковский, 2001]. Движение литосфер-ной шопы над такими неподвижными вертикальными мантийными плюмами и их взаимодействие приводит к формированию линейно-вытянутых внутришгатных вулканических поднятий. Впервые эта идея была предложена для объяснения образования Гавайско-Императорской цепи вулканических поднятий [Wilson, 1963], а затем стала применятся для объяснения большинства проявлений внутриплитной тектоно-магматической активности как в океане (острова, подводные плато и хребты), так и на континептах (траппы). Образование ряда подшггий на срединно-океанических хребтах также принято связывать с действием глубинных мантийных потоков (Исландия). Количество выделяемых мантийных плюмов у разных авторов колеблется от 20 до 47. Наиболее весомыми аргументами данной гипотезы является закономерное изменение возраста пород фундамента вдоль цепи поднятий, а также значительные глубины формирования расплавов, которые являются первичными для этих вулканитов [Соболев, Никогосян, 1994]. Метод сейсмической томографии позволил наглядно
исследовать структуру мантии и в отдельных случаях подтвердил факт существования в ней более разогретых участков под поднятиями, образование которых связывают с мантийными плюмами (Исландия, Гавайи).
Основными продуктами внутриплитного вулканизма являются толеитовые и щелочные базальты. Геохимической особенностью этих базальтов является их обогащенность редкими крупноионными литофильными, легкими редкоземельными и рядом других элементов по сравнению с базальтами СОХ. Отличны также и их изотопные характеристики. Такая геохимическая специфика указывает на образование внугришштных вулканических пород из мантийного неистощенного источника, в отличие от базальтов СОХ, чьи расплавы формировались, как принято считать, в пределах астеносферы, истощенной литофильными элементами. Эти факты указывают на большую глубину образования первичных расплавов базальтов, слагающих внутриплитные тектоно-магматические структуры, по сравнению с базальтами СОХ.
Относительно глубин зарождения плюмов высказываются различные предположения. Наиболее часто указывается уровень границы ядро - нижняя мантия. Здесь могут возникать все необходимые условия для их возникновения. Считается, что часть мантийных плюмов может подниматься с меньших глубин. Обычно в этой связи говорится о границе верхней и нижней мантии на глубине 670 км. На этой глубине может происходить как формирование новых плюмов, так и остановка или модификация плюмов, образованных на границе ядро - мантия.
Однако применение гипотезы мантийных плюмов для объяснения образования всех внут-риплитных поднятий в Мировом океане вызывает ряд вопросов и сомнений, поскольку не все данные по морфологии структур, петрологии и геохимии слагающих их базальтов укладываются в ее рамки. Кроме того, не ясно как соотносятся идея конвективного круговорота вещества мантии и существование долгоживущих глубинных мантийных потоков, не участвующих в этом процессе. Проблема сочетания конвективных и адвективных процессов в мантии является в настоящее время одной из наиболее важных и дискуссионных. Предложено множество моделей конвективных процессов в мантии. Работы в этой области приводят к созданию новых глобальных геодинамических моделей Земли, которые пытаются учитывать имеющиеся на сегодняшний момент геофизические, геохимические и геологические данные.
Рассмотренные в работе внутриплитные тектоно-магматические структуры обладают рядом общих признаков:
1) Все они представляют собой крупные протяженные поднятия на океанической коре, фундамент которых сложен огромными массами вулканических пород основного состава;
2) Морфология Маскаренского, Мальдивского, Восточно-Индийского хребтов и плато Кергелен носит глыбовый характер, а их поперечные профили асиметричны (восточный склон крутой, западный - пологий). Вдоль подножия восточных склонов Восточно-Индийского и Мальдивского хребтов протягиваются желоба;
3) Для всех структур характерна повышенная мощность коры (до 25 км), причем увеличение мощности происходит за счет наращивания второго ее слоя сверху и приращения снизу;
4) На континентальном продолжении Восточно-Индийского и Мальдивского хребтов развит трапповый вулканизм - плато-базальты Раджмахала и трапы Декана, соответственно;
5) На внутриоксаническом окончании цепи поднятий находятся молодые вулканические острова Кергелен и Реюньон;
6) Возраст вулканитов, слагающих поднятия, чаще всего закономерно уменьшается от континента к океану. Исключением является поднятия западного сектора океана, где такая последовательность нарушается (скв. 707С);
7) Маскаренский и Мальдивский хребты на западе океана и Восточно-Индийский хребет и плато Кергелен на востоке разделены спрединговыми срединно-океаническими хребтами -Центрально-Индийским и Юго-Восточным Индийским, соответственно;
8) Все рассмотренные внутриплитные поднятия относятся к типу асейсмичных тектоно-магматических структур океанского дна.
Некоторые из приведенных выше признаков сходны с таковыми для Гавайско-Императорской вулканической цели, являющейся эталонным примером внутриплитной структуры, образование которой связано с действием глубинного мантийного плюма. Общая ее протяженность около 4000 км. Наблюдается увеличение возраста вулканитов от современного до 68-70 млн. лет вдоль Гавайского хребта и цепи Императорских подводных гор в северо-западном и северном направлении, соответственно. На юго-восточном окончании Гавайского хребта расположены поднимающиеся над водой Гавайские острова. На о. Гавайи расположены ныне действующие вулканы. Мощность коры под Гавайским валом оценивается в 14 км. В отличие от рассмотренных в работе внгутриплитных поднятий Индийского океана Гавайско-Императорский хребет представляет собой цепь отдельных плосковершинных вулканических гор вытянутых преимущественно в северо-западном направлении [Удинцев, 1987]. На Гавайских островах составы излившихся лав отдельного вулкана изменяются во времени. Описывается последовательность различных стадий вулканизма в ходе которых изливаются породы, относящиеся к различным магматическим сериям.
Магматизм, свойственный внутриплитным поднятиям в Индийском океане, существенно отличается от характерного для Гавайско-Императорского хребта. Его продуктами являются толеитовые базальты, причем разные по своим геохимическим характеристикам в отдельных сегментах поднятий. Глубинный постоянно действующий источник должен был бы давать более или менее однородный состав расплавов для одной магматической серии. Концентрации некогерентных редких и редкоземельных элементов в базальтах изученных поднятий ниже, чем это характерно для производных горячих точек, и в большинстве случаев выше, чем у нормальных базальтов СОХ. Это, по-видимому, связано с промежуточными между базальтами СОХ и производными горячих точек глубинными уровнями формирования первичных расплавов. Ни в одном из изученных объектов не обнаружены типичные для проявления горячих точек породы, такие как пикрит, океанит, анкарамит, базанит и нефелинит.
Имеющиесч различия в составах пород фундамента исследуемых поднятий позволяют говорить о том, что Мальдивский и Маскаренский хребты на западе Индийского океана, как и Восточно-Индийский хребет и плато Кергелен на востоке, следует рассматривать как самостоятельно формировавшиеся тектоно-магматические структуры. Идея связи образования всей совокупности поднятий на западе и востоке Индийского океана с действием долгоживу-щих мангийных горячих точек «Реюньон» и «Кергелен» не находит своего подтверждения.
Под действием глубинных мантийных плюмов сформированы, по-видимому, вулканические острова Кергелен и Реюньон. Об этом говорит состав слагающих их вулканических пород и оценки Р-Т параметров образования их первичных расплавов [Соболев, Никогосян, 1994]. На островах проявлены породы повышенной щелочности и кремнекислые дифферен-циаты [Лучицкий, 1984; Storey et al, 1988; Fisk et al., 1988]. He следует исключать влияния этих плюмов на образование базальтов из некоторых частей поднятий, близких к островам пространственно и по возрасту (лавовые потоки верхней группы из скв. 706С на Маскаренском хребте; базальты из скважин в центральной и северной частях плато Кергелен).
Химический состав базальтов трапповых формаций Декана и Раджмахала говорит об их образовании из обогащенных глубинных мантийных источников, но не связанных, по-видимому, с действием горячих точек «Реюньон» и «Кергелен». На это указывают особенности составов плато-базальтов и базальтов островов, их пространственная и структурная разобщенность, а также большой возрастной интервал.
Состав базальтов из большинства изученных скважин не отвечает представлению о связи их образования с глубинным мантийным потоком. На сегодняшний день не существует ясного и четкого критерия позволяющего
Рис. 9. Диаграммы изотопных отношений Sr, Nd и Pb в базальтах из скважин на внутриплитных поднятиях, расположенных в различных частях Индийского океана [White et al., 1990; Saunders et al., 1991; Salters et al., 1992]. Приведены вероятные составы некоторых первичных мантийных резервуаров [Zindler, Hart, 1986].
связать то или иное поднятие с действием мантийного плюма Все свойства плюма, предлагаемые для его идентификации, представляют собой набор общих черт известных внутриплит-ных поднятий (или поднятий на СОХ), таких как их морфология, повышенная мощность коры, трещинный характер излияний, значительные объемы вулканизма и т. д.
Проведенные исследования позволяют предположить, что образование Маскаренского, Мальдивского и Восточно-Индийского хребтов, а также плато Кергелен может быть связано с развитием разломных зон на уже сформированной океанической коре, сопровождавшимся излияниями огромных объемов базальтов, по составу более глубинных, чем базальты СОХ. Тектонические движения, по-видимому, продолжались и после завершения магматического этапа. Развитие разломных зон при формировании Восточно-Индийского и Мальдивского хребтов происходило от континента в сторону открытого океана. По мере развития разлома происходит последовательное перемещение области активного вулканизма и изменение глубины образования магматических очагов. Это объясняет закономерное изменение возраста базальтов вдоль простирания структур. Однако характер изменения состава базальтов вдоль этих хребтов различен. При таком развитии событий объяснимы и блоковая структура хребтов и увеличенная мощность коры под поднятиями.
В целом разброс в значениях содержаний некогерентных элементов и максимальный уровень концентраций у базальтов внутриплатных поднятий запада Индийского океана (Реюньон-Декан) выше, чем у вулканитов аналогичных структур востока Индийского океана (Кергелен-Раджмахал). Данные по общей и изотопной геохимии указывают на существенные отличия состава мантии под внутрилитными поднятиями из различных сегментов Индийского океана Наиболее сложная в геохимическом плане картина наблюдается для плато Кергелен (рис. 9). Этот факт может свидетельствовать в пользу представлений о глобальной неоднородности состава мантии под западным и восточным сегментами Индийского океана [Кашинцев, 1993, 1994] Граница между ними проводится в районе тройного сочленения СОХ. Такая мантийная неоднородность прослеживается на всем протяжении формирования Индийского океана. Наиболее ярко она проявлена в изотопных составах базальтов из различных частей Индийского океана
ЗАКЛЮЧЕНИЕ
Изложенный в работе фактический материал й результаты изучения петрологии и геохимии магматизма внутриплитных поднятий, расположенных в различных районах Индийского океана, позволяют сформулировать следующие защищаемые положения:
1. Базальтовый вулканизм внутриплитных поднятий Индийского океана неоднороден, отличается от вулканизма СОХ и океанических островов и занимает по степени обогащения некогерентными редкими и редкоземельными элементами некоторое промежуточное положение между ними.
2. Восточно-Индийский хребет и плато Кергелен на востоке Индийского океана, а также Мас-каренское и Мальдивское поднятия в западной его части следует рассматривать как самостоятельно формировавшиеся структуры, а не продукты действия горячих точек «Кергелен» и «Реюньон». Под влиянием этих горячих точек были сформированы лишь часть поднятий вблизи островов Кергелен и Реюньон, а также сами острова.
3. Формирование рассмогренных внутриплатных поднятий связано с образованием разлом-ных зон на океанической коре и развитием магматизма вдоль этих зон. По мере развития разлома происходит изменение глубины формирования первичных расплавов и, соответственно, геохимии базальтов из различных частей поднятий и хребтов.
4. Базальты поднятий на западе и востоке Индийского океана отличаются по своей геохимии. Этот факт может являться отражением глобальной латеральной неоднородности в составе мантии под Индийским океаном.
Список опубликованных работ по теме диссертации:
1. Золотарев Б.П., Артамонов А.В.; Ерощев-Шак В.А., Курносов В.Б., Гаранина С.А. Асейс-мичные хребты Мирового океана: сравнительная петролого-геохимическая характеристика Китового (Атлантика) и Восточно-Индийского хребтов // Известия секции наук о Земле РАЕН. 1998. № 1. С. 122-151.
2. Artamonov A.V., Kumosov V.B., Zolotarev B.P. Alteration ofbasalts from the Ninetyeast Ridge, Indian Ocean (ODP data) // In G.B. Arehart & J.R. Hulston (eds.). Proceedings ofthe 9 th International Symposium on Water-Rock Interaction (WRI-9): Balkema. Rotterdam, 1998. P. 711-714.
3. Золотарев Б.П., Курносов В.Б., Артамонов A.B., Ерощев-Шак В.А. Породы фундамента внутриплитных пострифтогенных поднятий Индийского океана, их образование и вторичные изменения // Материалы 1-го Всероссийского литологического совещания «Проблемы литологии, геохимии и рудогенеза осадочного процесса». М.: ГЕОС, 2000. Т. 1. С. 288-292.
4. Артамонов А.В., Золотарев Б.П. Тектоника и магматизм внутриплитных поднятий Индийского океана // Материалы 34-го Тектонического совещания «Тектоника Неогея: общие и региональные аспекты». М.: ГЕОС, 2001. Т. 1. С. 8-11.
5. Artamonov A.V., Kurnosov V.B., Zolotarev B.P. Petrology and alteration of basalts from the intraplate rises, Indian Ocean// In Cidu (ed.). Proceedings of the 10th International Symposium on Water-Rock Interaction (WRI-10): Swets and Zeitinger. Lisse, 2001. P. 669-672.
6. Kumosov V.B., Zolotarev B.P., Artamonov A.V. Sea water-basalt interaction in the Kerguelen Plateau, Indian Ocean. // In Cidu (ed). Proceedings ofthe 10th International Symposium on Water-Rock Interaction (WRI-10): Swets and Zeitinger. Lisse, 2001. P. 721-724.
7. Золотарев Б.П., Артамонов А.В., Ерощев-Шак В.А. Вертикальная аккреция океанической коры Индийского океана и проблема мантийных горячих точек // Известия секции наук о Земле РАЕН. 2001. № 7. С. 103-121.
8. Золотарев Б.П., Артамонов Л.В., Ерощев-Шак В.А., Курносов В.Б. Особенности состава вулканитов асейсмичных хребтов и аккреционное преобразование океанической коры // В кн. О.В. Япаскурт (отв. ред.). «Проблемы литологии, геохимии и осадочного рудогенеза». М.: МАИК «Наука/Интерпериодика», 2001. С. 173-187.
9. Артамонов А.В., Золотарев Б.П. Петрология и геохимия внутриплитных вулканитов и некоторые аспекты вертикальной аккреции океанической коры // В кн. М.Г. Леонов (отв. ред.). «Вертикальная аккреция земной коры: факторы и механизмы» (Тр. ГИН РАН; Вып. 542). М.: Наука, 2002. С. 279-323.
10. Kumosov V., Zolotarev В., Artamonov A., Garanina S., Petrova V., Eroshchev-Shak V., Sokolova A. Data Report: Alteration of basalts from the Kerguelen Plateau // In Frey F.A., Coffin M.F., Wallace P.J., and Quilty P.G. (eds.). Proc. ODP. Sci. Results: College Station, TX (Ocean Drilling Program). 2003. Vol. 183. P. 1-40 [CD-ROM].
11. Артамонов А.В., Золотарев Б.П. Вулканизм плато Кергелен (Индийский океан): состав, эволюция, источники //Литология п полезные ископаемые. 2003. № 4. С. 425-448.
:'т1 3 О 4
РНБ Русский фонд
2004-4 26710
Содержание диссертации, кандидата геолого-минералогических наук, Артамонов, Андрей Владимирович
Введение.1
Часть I. Внутриплитные поднятия западной части Индийского океана.5
Глава 1.1. Краткая характеристика скважин и петрография базальтов
Маскаренского и Мальдивского поднятий.7
Глава 1.2. Геохимия базальтов Маскаренского и Мальдивского поднятий.11
Глава 1.3. Обсуждение результатов.43
Часть II. Восточно-Индийский хребет.48
Глава 2.1. Краткая характеристика скважин и петрография базальтов
Восточно-Индийского хребта.50
Глава 2.2. Геохимия базальтов Восточно-Индийского хребта.54
Глава 2.3. Обсуждение результатов.80
Часть III. Плато Кергелен.86
Глава 3.1. Краткая характеристика скважин и петрография базальтов плато Кергелен.88
Глава 3.2. Геохимия базальтов плато Кергелен.94
Глава 3.3. Обсуждение результатов.124
Часть IV. Сравнительная петролого-геохимическая характеристика магматизма внутриплитных поднятий западного, восточного и юго-восточного секторов Индийского океана.130
Введение Диссертация по наукам о земле, на тему "Геохимия базальтов внутриплитных поднятий Индийского океана"
Актуальность темы исследования. Исследования в области петрологии и геохимии магматических пород дна Мирового океана не утратили на сегодняшний день своей актуальности и продолжают оставаться одними из приоритетных в геологической науке. Результаты, полученные в этой области, во многом определяли и определяют представления о геологическомении и тектонике океана, а также о составе коры и мантии под ним. Многочисленными петролого-геохимическими исследованиями показано, что вулканические породы второго сейсмического слоя океанической коры не столь однообразны, как это представлялось на начальных этапах изучения геологии дна Мирового океана. Наряду с наиболее распространенными нормальными толеитовыми базальтами срединно-океанических хребтов, т.н. Ы-МОШЗ, в океане присутствуют их в разной степени обогащенные рядом некогерентных лито-фильных элементов разности (Т-МСЖВ и Е-М(ЖВ), а также субщелочные и щелочные базальтоиды, которые в основном характерны для океанических островов (ОШ). Усложнение картины океанского магматизма приводит к усложнению и геодинамических моделей, пытающихся объяснить историю формирование океанов.
Доминирующая в настоящее время теория «тектоники плит» достаточно ясно объясняет наличие и особенности магматизма на дивергентных и конвергентных границах литосферных плит. Проявления же внутриплитного магматизма не имеют однозначного объяснения в рамках этой теории. Внутриплитные поднятия являются одним из важнейших структурных элементов дна Мирового океана. К этим поднятиям относятся крупные хребты, плато и отдельные подводные горы.
Индийский океан является одним из наиболее интересных объектов для исследования магматизма различных океанических структур, в особенности, внутриплитных. В строении ложа Индийского океана присутствуют все тектоно-магматические структуры океанического дна: срединно-океанические хребты (СОХ), абиссальные котловины (плиты), асейсмичные хребты, вулканические поднятия и поднятия проблематичного генезиса на абиссальных плитах, а также глубоководный Зондский желоб.
Получение дополнительных геохимических данных о вулканических породах дна океана позволяет откорректировать существующие и предложить новые геохимические и геодинамические модели формирования океанической коры.
Цель работы. Проведенные исследования были направлены на изучение петрографического и геохимического состава вулканитов, слагающих внутриплитные поднятия, расположенные в западной, восточной и юго-восточной частях Индийского океана. Целью работы было выявление особенностей и сравнение магматизма этих структур, а также поиск причин, приведших к возникновению этих особенностей.
Объектами исследования в восточной и юго-восточной частях Индийского океана являются Восточно-Индийский хребет (хребет 90°) и плато Кергелен, соответственно, а в западной его части - Маскаренский хребет, банка Чагос и Мальдивский хребет. Чаще всего образование этих поднятий связывают с действием горячих точек «Кергелен» (восточная провинция) и «Реюньон» (западная провинция). Помимо вышеназванных поднятий, с действием этих горячих точек связывают образование плато-базальтов Раджмахала и вулканических островов в пределах плато Кергелен на востоке и юго-востоке океана, а на западе - трапповой формации Декана и вулканитов островов Маврикий и Реюньон.
Ставилась задача на основе значительного собственного фактического материала и анализа большого количества имеющихся литературных данных рассмотреть правомерность применения существующих моделей образования внутриплит-ных поднятий в океане к этим наиболее крупным асейсмичным хребтам и плато Индийского океана.
Научная новизна. Проект глубоководного бурения представляет собой научную программу по комплексному изучению дна Мирового океана. Такой комплексный подход позволяет привлекать для решения поставленных задач данные геологического, геофизического и геохимического исследования рассматриваемой структуры. Получаемый при бурении каменный материал обладает рядом очевидных преимуществ перед полученным при драгировании океанского дна, который наиболее часто используется для характеристики магматизма тех или иных текто-но-магматических структур Мирового океана. Среди таких преимуществ - жесткая географическая привязка образцов и их принадлежность к различным глубинным уровням изучаемого разреза, а не только к его поверхностным частям. Образцы вулканических пород для данного исследования были отобраны с таким расчетом, чтобы иметь возможность выявить изменения в их составе вдоль разреза в отдельных скважинах, проследить эволюцию вулканизма по мере развития рассматриваемой структуры, а также сравнить в целом магматизм внутриплитных поднятий из различных частей Индийского океана. Для решения поставленных задач были получены наиболее полные данные по химическому составу, включая широкий спектр редких и редкоземельных элементов, всех отобранных образцов. Ранее такие данные имелись не для всех базальтов из рассматриваемых скважин. Часть используемых в диссертации данных по химическому составу базальтов из скважин на плато Кергелен являются совершенно новыми, т. к. 183-й рейс ODP, в ходе которого эти скважины были пробурены, проходил лишь несколько лет назад, а научные результаты по нему опубликованы в 2003 г. Анализ новых оригинальных данных о химизме вулканических пород, слагающих фундамент внутриплитных поднятий Индийского океана, в совокупности с данными по морфологии, геологии и геофизике этих структур позволил по иному взглянуть на их образование, не связывая его только лишь с действием горячих точек.
Практическая значимость. Большое количество проанализированного фактического материала, приведенное в диссертации, позволяет значительно расширить объем геохимических данных по вулканическим породам второго слоя океанической коры, слагающим внутриплитные структуры Индийского океана. Результаты работы содержат информацию необходимую для дальнейшего развития фундаментальных исследований в области петрологии, геохимии и геодинамики океанской литосферы. Новые данные позволяют скорректировать существующие модели формирования океанической коры.
Фактический материал. Материалом для исследования послужили образцы пород фундамента, полученные при бурении ряда скважин в ходе 26-го, 121-го (Восточно-Индийский хребет), 115-го (Маскаренское поднятие и Мальдивский хребет), 120-го и 183-го (плато Кергелен) рейсов судов «Гломар Челенджер» и «ДЖОИДЕС Резолюции», проведенных в рамках международной программы глубоководного бурения в океане (DSDP и ODP). Исследованные образцы были специально отобраны в кернохранилищах ODP в США и частично получены непосредственно с бурового судна (183 рейс ODP). Проведено детальное петрографическое исследование около 200 шлифов. В ходе исследования было проанализировано различными методами 187 оригинальных образцов базальтов, слагающих фундамент выше названных структур, в том числе: плато Кергелен - 59 образцов; Восточно-Индийский хребет - 61 образец; Маскаренский хребет - 27 образцов; банка Чагос и Мальдивский хребет - 40 образцов. Широко использовались литературные данные по геологии и геофизике рассматриваемых структур, а также геохимии и изотопии слагающих их вулканических пород.
Личный вклад автора. Личный вклад автора состоял: 1) в отборе каменного материала в кернохранилищах ODP и подготовке его к проведению различного вида анализов и изготовлению шлифов; 2) оптическом исследовании петрографии и минералогии отобранных образцов вулканических пород; 3) геохимическом анализе; 4) систематизации и обобщении полученных результатов, сравнение их с литературными данными.
Апробация работы. По теме диссертации автором опубликовано 4 статьи в российских журналах и тематическом сборнике. Материалы диссертации использованы автором при написании одной из глав коллективной монографии «Вертикальная аккреция земной коры: факторы и механизмы» (2002 г.). Статья посвященная геохимии базальтов плато Кергелен опубликована в 183 томе научных результатов по программе глубоководного бурения («Proceedings ODP, Scientific Results», США, 2003 г.). Результаты проведенных исследований представлены в 3-х расширенных тезисах, включенных в Материалы 9-го и 10-го Международных симпозиумов по проблеме взаимодействия вода-порода (Water-Rock Interaction), проводившихся в 1998 г. (Таупо, Новая Зеландия) и 2001г. (Кальяри, Италия), а также докладывались на 1-м Всероссийском литологическом совещании и 34-м Тектоническом совещании (Москва, 2001 г.).
Структура и объем работы. Работа состоит из 4 частей, включающих 9 глав, введения и заключения. Первая часть (главы 1.1 и 1.2) посвящена описанию геологического строения внутриплитных поднятий западной части Индийского океана, петрографии и геохимии базальтов, слагающих их фундаменты. Во второй (главы 2.1 и 2.2) и третьей (главы 3.1 и 3.2) частях работы описываются петро-геохимические данные базальтов из скважин на Восточно-Индийском хребте и плато Кергелен, соответственно. Каждая часть завершается краткими выводами (главы 1.3, 2.3 и 3.3). Четвертая часть посвящена обсуждению полученных результатов. Материал изложен на 150 страницах, проиллюстрирован 31 рисунком и 9 таблицами. Список литературы включает 86 наименований.
Методика исследования. Все химические анализы вещества выполнены в химико-аналитической лаборатории ГИН РАН методами классической «мокрой» химии для основных породообразующих элементов, нейтронно-активационным для редкоземельных элементов (РЗЭ) и рентгено-флюорисцентным для Zr, Y, Nb, Rb, Sr и Ba (аналитик С.М. Ляпунов). Концентрации Cr, Ni, Со, V, Си, Zn и РЬ определялись количественным спектрально-эмиссионным анализом (аналитик И.Ю. Лубченко). При построении петрохимических диаграмм содержания породообразующих элементов пересчитывались на безводный остаток и их сумма приводилась к 100%.
Результаты изучения петрологии и геохимии магматизма внутриплитных поднятий, расположенных в различных районах Индийского океана, позволяют сформулировать следующие защищаемые положения:
1. Базальтовый вулканизм внутриплитных поднятий Индийского океана неоднороден, отличается от вулканизма СОХ и океанических островов и занимает по степени обогащения некогерентными редкими и редкоземельными элементами некоторое промежуточное положение между ними.
2. Восточно-Индийский хребет и плато Кергелен на востоке Индийского океана, а также Маскаренское и Мальдивское поднятия в западной его части следует рассматривать как самостоятельно формировавшиеся структуры, а не продукты действия горячих точек «Кергелен» и «Реюньон». Под влиянием этих горячих точек были сформированы лишь часть поднятий вблизи островов Кергелен и Реюньон, а также сами острова.
3. Формирование рассмотренных внутриплитных поднятий связано с образованием разломных зон на океанической коре и развитием магматизма вдоль этих зон. По мере развития разлома происходит изменение глубины формирования первичных расплавов и, соответственно, геохимии базальтов из различных частей поднятий и хребтов.
4. Базальты поднятий на западе и востоке Индийского океана отличаются по своей геохимии. Этот факт может являться отражением глобальной латеральной неоднородности в составе мантии под Индийским океаном.
Благодарности. Автор выражает глубокую благодарность научному руководителю доктору геолого-минералогических Б.П. Золотареву за руководство работой, постоянную поддержку и внимание. При работе над диссертацией автор также чувствовал поддержку и интерес к ней со стороны коллег по лаборатории «Вулканоген-но-осадочного и гидротермального литогенеза» и, в особенности, ее руководителя доктора геолого-минералогических наук В.Б. Курносова. Осуществление работы было бы невозможным без большого количества химических анализов, выполненных сотрудниками химико-аналитической лаборатории ГИН РАН и ее руководителем С.М Ляпуновым.
Считаю приятным долгом выразить благодарность сотрудникам программы глубоководного бурения в океане (ODP) за предоставленные материалы и лично Ф. Рабиновицу и Т. Френсису за помощь в осуществлении поездки в кернохранилища ODP. Также благодарю администрацию Геологического института РАН за финансовое обеспечение проведения этой работы в США. Автор благодарит Российский фонд фундаментальных исследований, выделивший грант на настоящее исследование.
ЧАСТЬ I. ВНУТРИПЛИТНЫЕ ПОДНЯТИЯ ЗАПАДНОЙ ЧАСТИ
ИНДИЙСКОГО ОКЕАНА
Бурение внутриплитых поднятий западной части Индийского океана проводилось в 115-ом рейсе ODP. Были изучены образцы базальтов фундамента из четырех скважин пробуренных на Маскаренском хребте (скв. 706С и 707С), банке Чагос (скв. 71 ЗА) и Мальдивском хребте (скв. 715А) (рис. 1).
Рис. 1. Схема расположения скважин на внутриплитных поднятиях западной части Индийского океана (115 рейс ODP). В круглых скобках указан абсолютный возраст базальтов или возраст наиболее древних из перекрывающих их осадков, в млн. лет. А
Маскаренский хребет протяженностью 2600 км имеет форму дуги, обрамляя с востока Маскаренскую котловину, и прилегает своей средней частью к западному флангу Центрально-Индийского хребта. Такая конфигурация хребта связана с различными направлениями разломов, обусловившими глыбовый характер структуры хребта и контролирующие расположение вулканических массивов в его пределах. Профиль хребта асимметричен: восточные склоны круты, западные - пологи [Удинцев, 1987]. На северо-западном окончании хребта расположены коралловая Сейшельская банка и группа Сейшельских островов. В южной части хребта находятся вулканические острова Маврикий и Реюньон. Мощность коры в центральной части хребта (банка Сайя де Малья) составляет 17 км [Пущаровский, 1995].
Мальдивский (Чагос-Лаккадивский) хребет протягивается в меридиональном направлении на 3000 км от полуострова Индостан на севере до срединно-океанического Центрально-Индийского хребта в южной своей части. Ширина хребта в основании около 270-360 км. Хребет асимметричен и обладает характерной блоковой морфологией. Вдоль подножия восточного склона протягивается желоб с глубинами более 4500-5000 м. Цоколь хребта разбит рядом поперечных разломов, а на вершинной его поверхности располагаются три группы коралловых островов и рифов: Лаккадивские на севере, Мальдивские в средней части и Чагос на юге. Мощность коры под хребтом составляет 15-20 км, увеличиваясь от южных к северным его частям [Удинцев, 1987].
Возраст базальтов, определенный 40Ar/39Ar радиометрическим методом, закономерно увеличивается с юга на север от 33 млн. лет (скв. 706С) до 49 млн. лет (скв. 71 ЗА) и 57 млн. лет (скв. 715А) [Duncan and Hargraves, 1990]. Из этой закономерности выпадают базальты скв. 707С, для которых определен возраст 67 млн. лет, совпадающий с возрастом траппов Декана (66-68 млн. лет) [Duncan, Pyle, 1988; Courtillot et al., 1988]. На острове Реюньон вулканизм продолжается и сегодня. Возраст наиболее древних вулканитов на острове около 2 млн. лет. Остров Маврикий, расположенный в 170 км к северо-востоку от о. Реюньон, формировался тремя стадиями вулканической активности: 7-8 млн. лет, 2-3,5 млн. лет и 0,2-0,7 млн. лет [Duncan, 1990].
Заключение Диссертация по теме "Геохимия, геохимические методы поисков полезных ископаемых", Артамонов, Андрей Владимирович
ЗАКЛЮЧЕНИЕ
Изложенный в работе материал позволяет сделать следующие основные выводы о магматизме, механизме и условиях формирования наиболее крупных внутриплитных тектоно-магматических структур Индийского океана:
1. Базальтовый вулканизм внутриплитных поднятий Индийского океана неоднороден и отличается от вулканизма СОХ и океанических островов по степени обогащения некогерентными редкими и редкоземельными элементами и занимает некоторое промежуточное положение между ними. Одновременно с этим базальты западного и восточного секторов океана различаются между собой по своей геохимической характеристике. Это является следствием латеральной неоднородности в составе мантийного субстрата под Индийским океаном.
2. Восточно-Индийский хребет и плато Кергелен восточного сектора Индийского океана, а также Маскаренское и Мальдивское поднятия западного сектора следует рассматривать как самостоятельно формировавшиеся структуры, а не продукты воздействия горячих точек «Кергелен» и «Реюньон». Это не исключает того, что какая-то часть поднятий вблизи осторовов Кергелен и Реюньон, а также сами острова были сформированы под влиянием глубинных мантийных плюмов.
3. Формирование рассмотренных внутриплитных поднятий связано с образованием разломных зон на океанической консолидированной коре и с развитием магматизма вдоль этих зон. По мере распространения разлома происходит изменение глубины формирования первичных расплавов и, следовательно, геохимии базальтов из различных частей рассмотренных структур.
4. Различная длительность жизни структур восточного и западного секторов Индийского океана свидетельствует о тектоно-магматической асимметрии океана. Тектоно-магматическая активизация консолидированной коры в восточном секторе началась примерно на 30-50 млн. лет раньше, чем в западном секторе, точно также как и в трапповых провинциях Раджмахал и Декан. Об этом свидетельствует возраст самых древних базальтов линейных структур океана и континентальных траппов.
5. Формирование линейных структур Индийского океана привело к трансформации океанической коры, которая заключается в 2-х - 3-х кратном увеличении ее мощности, за счет наращивания базальтового слоя сверху и приращения снизу плутонических эквивалентов базальтов. В структурах формируется комагматичные вулкано-плутонические комплексы. Этот процесс рассматривается как вертикальная аккреция океанической коры. Эти выводы легли в основу приведенных выше защищаемых положений.
Библиография Диссертация по наукам о земле, кандидата геолого-минералогических наук, Артамонов, Андрей Владимирович, Москва
1. Грачев А.Ф. Мантийные плюмы и геодинамика // El-Pub. Вестник ОГГГГН. 1998. № 3 (5). (Труды семинара «Проблемы глобальной геодинамики и металлогении»),
2. Добрецов H.JL, Берниковский В.А. Мантийные плюмы и их геологические проявления //Смирновский сборник 2001. М.: МГУ, 2001. С. 46-69.
3. Золотарев Б.П. Вулканические формации второго слоя океанической коры // Материалы 27-го МГК. М: Наука, 1984. Т. 1, Часть 1. С. 136-146.
4. Зоненшайн Л.П., Кузьмин М.И. Внутриплитовый магматизм и его значение для понимания процессов в мантии Земли // Геотектоника. 1983. № 1. С. 19-42.
5. Зоненшайн Л.П., Кузьмин М.И. Палеогеодинамика. М.: Наука, 1992. 192 с.
6. Кашинцев Г.Л. Магматизм, геологическая история и геодинамика дна Индийского океана (поздняя юра палеоцен) // Геотектоника. 1993. № 3. С. 55-68.
7. Кашинцев Г.Л. Магматизм, геологическая история и геодинамика дна Индийского океана (палеоцен плейстоцен) // Геотектоника. 1994. № 5. С. 70-81.
8. Летников Ф.А. Флюидные фации континентальной литосферы и проблемы рудо-образования И Смирновский сборник 99. М.: ВИНИТИ, 1999. С. 63-98.
9. Лучицкий И.В. Кислые магматические породы срединно-океанических поднятий // Материалы 27-го МГК. М.: Наука, 1984. Т. 9. С. 149-153.
10. Непрочное Ю.П., Мерлин Л.Р., Шрейдер A.A., Седов В.В., Ельников И.Н. Строение Восточно-Индийского хребта по данным комплексных геофизических исследований // Океанология. 1979. № 4. С. 644-657.
11. Покровский Б.Г. Коровая контаминация мантийных магм по данным изотопной геохимии. М: Наука, 2000. 228 с. (Тр. ГИН РАН; Вып. 535).
12. Пущаровский Ю.М. Тектоника Индийского океана // Геотектоника. 1995. № 4. С. 73-91.
13. Соболев A.B., Никогосян И.К. Петрология магматизма долгоживущих мантийных струй: Гавайские о-ва (Тихий океан) и о-в Реюньон (Индийский океан) II Петрология. 1994. Т. 2, №2. С. 131-168.
14. Сущевская Н.М., Цехоня Т.И., Дубинин Е.П., Мирлин Е.Г., Кононкова H.H. Формирование океанической коры в системе срединно-океанических хребтов Индийского океана // Геохимия. 1996. № 10. С. 963-975.
15. Удинцев Г.Б. Рельеф и строение дна океанов. М.: Недра, 1987. 239 с.
16. Фор Г. Основы изотопной геохимии. М.: Мир, 1989. 590 с.
17. Хаин В.Е. Современная геология: проблемы и перспективы // Соросовский образовательный журнал. 1996. ? 1. С. 66-73.
18. Baksi A.K. Elucidating the time of initiation and duration of volcanism for various Mezozoic-Tertiary flood basalt provinces // N. M. Bur. Mines Miner. Res. Abstract. 1989. N 131.
19. Barker B.H., Miller J.A. Geology and geochronology of the Seychelles Islands and structure of the floor of the Arabian Sea //Nature. 1963. Vol. 199. P. 346-348.
20. Barling J., Goldstein S.L., Wheller G.E., Nichlls I.A. Heard Island: an example of large iso-topic variations on a small oceanic island // Chem Geol. 1988. Vol. 70. P. 46.
21. Barron J., Larsen B. et al. Proc. ODP. Init. Repts.: College Station, TX (Ocean Drilling Program). 1989. Vol. 119.941 p.
22. Beckman J., Duncan R.A., et al. Proc. ODP. Init. Repts.: College Station, TX (Ocean Drilling Program). 1988. Vol. 115. 1085 p.
23. Baxter A.N. Major and trace element variations in basalts from Leg 115 // In Duncan R.A., Beckman J., Peterson L.C., et al. Proc. ODP, Sci. Results: College Station, TX (Ocean Drilling Program). 1990. Vol. 115. P. 11-21.
24. Besse J., Courtillot V., Pozzi J.P., Westphal M., Zhon Y.X. Paleomagnetic estimates of crustal shortening in Himalayan thrusts and Zangbo suture // Nature. 1984. Vol. 311. P. 621626.
25. Bowin C.O. Origin of the Ninetyeast Ridge from studies near the equator // J. Geophys. Res. 1973. Vol. 78, N 26. P. 6029-6043.
26. Coffin M.F., Frey F.A., Wallace P.J. et al. Proc. ODP. Init. Repts.: College Station, TX (Ocean Drilling Program). 2000. Vol. 183. CD-ROM.,
27. Courtillot V., Feraud G., Maluski H., Vandamme D., Moreau M.G., Besse J. Deccan flood basalts and Cretaceous/Tertiary boundary //Nature. 1988. Vol. 333. P. 843-846.
28. Davies H.L., Sun S-s., Frey F.A., Gautier I., McCulloch M.T., Price R.C., Bassias Y„ Kloot-wijk C.T., Leclaire L. Basalts basement from Kergelen Plateau and trail of the Dupal plume // Contrib. Mineral. Petrol. 1989. Vol. 103. P. 457-469.
29. Deitz R.S., Holden J.C. Reconstruction of Pangaea: spreading and dispersion of continents, Permian to Recent // J. Geophys. Res. 1970. Vol. 75. P. 4939-4956.
30. De Paolo D.J., Wesserburg G.J. Petrogenetic mixing models and Nd-Sr isotope patterns // Geochim. et Cosmochim. Acta. 1979. Vol. 43. P. 615-627.
31. Dosso L., Vidal P., Cantagrel J.-M., Lameyre J., Marot A., Zimine S. Kerguelen: continental fragment or oceanic island? Petrology and isotopic geochemistry evidence // Earth Planet. Sci. Lett. 1979. Vol. 43. P. 46-60.
32. Dosso L., Bougault H., Beuzart P., Calver J.Y., Joron J.L. The geochemical structure of the Southeast Indian Ridge // Earth Planet. Sci. Lett. 1988. Vol. 88. P. 47-59.
33. Duncan R.A. Geochronology of basalts from Ninetyeast Ridge and continental dispersion in the eastern Indian Ocean //. Volcanol. Geotherm. Res. 1978. Vol. 4. P. 283-305.
34. Duncan R.A. The volcanic record of the Reunion hotspot // In Duncan R.A., Beckman J., Peterson L.C., et al. Proc. ODP, Sci. Results: College Station, TX (Ocean Drilling Program). 1990. Vol. 115. P. 3-10.
35. Duncan R.A. Age distribution of volcanism along aseismic ridges in the eastern Indian Ocean // In Weissel J., Peirce J., Taylor E., Alt J., et al. Proc. ODP, Sci. Results: College Station, TX (Ocean Drilling Program). 1991. Vol. 121. P. 507-517.
36. Duncan R.A., Pyle D.G. Rapid eruption of the Deccan flood basalts at Cretaceous/Tertiary boundary//Nature. 1988. Vol. 333. P. 841-843.
37. Duncan R.A., Hargraves R.B. 40Ar/39Ar geochronology of basement ages from the Mas-carene Plateau, Chagos Bank, and the Maldives Ridge // Proc. ODP, Sci. Results: College Station, TX (Ocean Drilling Program). 1990. Vol. 115. P. 43-51.
38. Dupre B., Allegre C. J. Pb-Sr isotope variation in Indian Ocean and mixing phenomena //Nature. 1983. Vol. 303. P. 142-146.
39. Fisk M.R., Upton B.G.J., Ford C.E., White W.M. Geochemical and experimental study of the genesis of magmas of Reunion Island, Indian Ocean // J. Geophys. Res. 1988. Vol. 93. P.4933-4950.
40. Francis T.J.C., Raitt R.W. Seismic refraction measurements in the Norhwest Indian Ocean // J. Geophys. Res. 1967. Vol. 71. P. 427-449.
41. Frey F.A., Coffin M.F., Wallace P.J., et al. Origin and evolution of a submarine large igneous province: the Kerguelen Plateau and Broken Ridge, southern Indian Ocean // Earth and Planet. Sci. Lett. 2000. Vol. 176. P. 73-89.
42. Gautier I., Giret A., Vidal P., Di Donato G., Weis D. Petrology and geochemistry of Kerguelen basalts (south Indian Ocean): evilution of a hotspot from ridge to an intraplate position // Earth Planet. Sci. Lett. 1990. V. 100. P. 59-76.
43. Hart S.R. Heterogeneous mantle domains: signatures, genesis and mixing chronologies // Earth Planet. Sci. Lett. 1988. Vol. 90, N 3. P. 273-296.
44. Hofmann A.W. Mantle geochemistry: message from oceanic volcanism // Nature. 1997. Vol. 385, N6613. P. 421-436.
45. Jaeger J.J., Courtillot V., Tapponier P. Paleontological view of the ages of the Deccan Traps, the Cretaceous/Tertiary boundary, and the India-Asia collision // Geology. 1989. Vol. 17. P. 316319.
46. Macdonald G.A. Composition and origin of Hawaiian lavas // Contrib. Hawaii Inst. Geophys. Year. 1968. P. 477-522.
47. Mahoney J.J. Deccan traps // In Macdougall J.D. (Ed.), Continental flood basalts: Kluwer Academic Publishers. 1988. P. 151-194.
48. McKenzie D.P., Sclater J.G. The evolution of the Indian Ocean since the Late Cretaceous // Royal Astronomical Society Geophysical Journal. 1971. Vol. 25. P. 437-528.
49. Meschede M. A method of discriminating between different types of mid-ocean ridge basalts and continental tholeiites with the Nb-Zr-Y diagram // Chem. Geol. 1986. Vol. 56. P. 207-218.
50. Meyerhoff A.A., Kamen-Kay M. Petroleum prospects of the Saya de Malha and Nazareth Banks, Indian Ocean//AAPG Bull. 1981. Vol. 65. P. 1344-1347.
51. Morgan W.J. Deep mantle convection plumes and plate motions // Amer. Assoc. Petrol. Geol. Bull. 1972. Vol. 56. P. 203-213.
52. Morgan W.J. Hotspot tracks and the opening of the Atlantic and Indian Oceans // In Emiliani C. (Ed.). The Sea (Vol. 7): The Oceanic Lithosphere: New York (Wiley-Interscience). 1981. P. 443-487.
53. Munschy M., Schlich R. Structure and evolution of the Kerguelen-Heard Plateau (Indian Ocean) deduced from seismic stratigraphy studies // Mar. Geol. 1987. Vol. 76. P. 131-152.
54. Peirce J.W. The northward motion of India since the Late Cretaceous // Geophys. J. R. Astron. Soc. 1978. Vol. 52. P. 277-311.
55. Peirce J., Weissei J., et al. Proc. ODP, Init. Repts.: College Station, TX (Ocean Drilling Program). 1989. Vol. 121. 1000 p.
56. Schlich R., Wise S.W., Jr. et al. Proc. ODP, Init. Repts. College Station, TX (Ocean Drilling Program). 1989. Vol. 120. 648 p.
57. Sclater J.G., Fisher R.L. The evolution of the east central Indian Ocean with emphasis on the tectonic setting of the Ninetyeast Ridge // Geol. Soc. Am. Bull. 1974. Vol. 85. P. 683-702.
58. Storey M., Saunders A.D., Tarney J., Leat P., Thirlwall M.F., Thompson R.N., Menzies M.A., Marriner G.F. Geochemical evidence for mantle plume interactions beneath Kergelen and Heard islands, Indian Ocean//Nature. 1988. Vol. 336. P. 371-374.
59. Storey M., Saunders A.D., Tarney J., Gibson I. L., Norry M.J., Thirlwall M.F., Leat P., Thompson R.N., Menzies M.A. Contamination of Indian Ocean asthenosphere by the Kerge-len-Heard mantle plume //Nature. 1989. Vol. 338. P. 574-576.
60. Stover C.W. Seismesity of the Indian Ocean // J. Geophys. Res. 1966. Vol. 71. P. 2575-2581.
61. Sun S.-s., McDonough W.F. Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes // Magmatism in the Ocean Basins. Geol. Soc. Spec. Publ.: London. 1989. Vol. 42. P. 313-345.
62. Veevers J.J., Jones J.G., Talent J.A. Indo-Australian stratigraphy and the configuration and dispersal of Gondwanaland//Nature. 1971. Vol. 229. P. 383-388.
63. Weis D., Bassias Y., Gautier I., Mennessier J.-P. Dupal anomaly in existence 115 Ma ago: evidence from isotopic study of the Kergelen Plateau (South Indian Ocean) // Geochim. Cos-mochim. Acta. 1989. Vol. 53. P. 2125-2131.
64. Weis D., Frey F. A. Role of the Kerguelen plume in generating the eastern Indian Ocean sea-floor//J. Geophys. Res. 1996. Vol. 101, NB6. P. 13831-13849.
65. Wilson J.T. A possible origin of the Hawaiian Islands // Canadian J. Phys. 1963. Vol. 41. P. 863-870.
66. Zindler A., Hart S. Chemical geodynamics //Ann. Rev. Earth Planet Sei. 1986. Vol. 14. P. 493-571.
67. Список опубликованных работ по теме диссертации:
68. Артамонов A.B., Золотарев Б.П. Тектоника и магматизм внутриплитных поднятий Индийского океана // Материалы 34-го Тектонического совещания «Тектоника Неогея: общие и региональные аспекты». М.: ГЕОС, 2001. Т. 1. С. 8-11.
69. Золотарев Б.П., Артамонов A.B., Ерощев-Шак В.А. Вертикальная аккреция океанической коры Индийского океана и проблема мантийных горячих точек // Известия секции наук о Земле РАЕН. 2001. № 7. С. 103-121.
70. Артамонов A.B., Золотарев Б.П. Вулканизм плато Кергелен (Индийский океан): состав, эволюция, источники // Литология и полезные ископаемые. 2003. № 4. С. 425-448.
-
Артамонов, Андрей Владимирович
-
кандидата геолого-минералогических наук
-
Москва, 2004
-
ВАК 25.00.09
- Геохимия и петрология магматизмаподнятия Афанасия Никитинаи подводных гор Обь и Ленаподнятия Конрад (Индийский океан)
- Изотопные провинции базальтов срединно-океанических хребтов
- Геохимия и петрология магматизма поднятия Афанасия Никитина и подводных гор Обь и Лена поднятия Конрад (Индийский океан)
- Геодинамические обстановки формирования венд-палеозойских бальзатов Палео-Азиатского океана из складчатых областей Горного Алтая и Восточного Казахстана
- Особенности структуры и генезис индоокеанской зоны внутриплитных деформаций
