Бесплатный автореферат и диссертация по наукам о земле на тему

Ранние стадии океаногенеза в Индо-Атлантическом сегменте Земли

ВАК РФ 25.00.28, Океанология

Содержание диссертации, доктора геолого-минералогических наук, Кашинцев, Георгий Леонидович

ОКЕАНИЧЕСКАЯ СТАДИЯ. Следующий характерный этап тектонического развития региона связан с продолжением активного рифтинга, перешедшего 15 млн. лет назад в спрединг. Вторая активная фаза спрединга (5 млн. лет) совпала по времени с активизацией магматизма в Афарской депрессии в связи с образованием стратоидной серии. Вулканические продукты процесса спрединга хорошо изучены при подводных исследованиях в Красноморском рифте и рифте Танжура.

Красноморский рифт в упрощенном варианте представляет собой трог шириной более 50 км со ступенчатыми бортами. Верхние ступени сложены эвапоритами миоценового возраста, они находятся на глубине 500-700 м при ширине самих ступеней около 10 км. Нижние тектонические ступени располагаются непосредственно в пределах троговой долины на глубине 1000 м. Ширина этой ступенчатой зоны около 15 км. Ступени представляют собой сбросовые уступы высотой 250-500 м, угол падения стенок от 60° до вертикальных. Уступы сложены базальтами и перекрыты карбонатными осадками мощностью 100-200 м.

Осевая зона Красноморского рифта шириной от 4-5 до 8 км представляет собой ва-лообразное поднятие. Зона характеризуется сложным рельефом, взаимоотношением крупных продольных зияющих трещин, конусовидных (100-150 м) или уплощенных холмов, которые местами образуют гряды, вытянутые по простиранию рифта. В центральной части осевой зоны прослеживается узкая полоса, сложенная молодыми базальтами. Эта зона практически лишена осадков и, судя по этому, возраст магматитов составляет первые тысячи лет. Вместе с широким распространением продольных трещин в рифтовой зоне намечаются поперечные структуры зарождающихся трансформных разломов, и по ним наблюдается смещение магнитных аномалий.

По геологическому строению рифтовая структура Красного моря может быть однозначно отнесена к линейной спрединговой зоне, аналогичной рифтовым долинам сре-динно-океанических хребтов (СОХ). Возраст троговой долины по магнитным аномалиям (СЗ-СО) не превышает 5 млн. лет. Формирование океанической коры происходит в центральной части рифтовой долины, где ширина экструзивной зоны 0.5-1 км. Расчеты показали, что за последние 2 млн. лет скорость спрединга в центральной части Красного моря составляла в среднем 1.6 см/ год (Зоненшайн и др., 1981).

Состав базальтов из центральной экструзивной зоны довольно выдержан. Заметные колебания наблюдаются лишь по Ti.0j(0.75-1.52) и К20 (0.07-0.20). В среднем базальты рифта практически идентичны обычным низкокалиевым толеитам СОХ Мирового океана. Они характеризуются низкими содержанием щелочей (К20 = 0.13, Na20 = 2.01), Ti02 = '1.14 и Р205 = 0.08. В них несколько повышено суммарное железо (FeO' =11,00), что позволяет отнести их к ферротолеитам. Низкие содержания Ti02 и КгО, а также крайне выдержанный состав указывает на то, что эти вулканиты не являются дифференциатами обычных толеитов, а представляют собой самостоятельный геохимический тип.

Редкоэлементный состав красноморских базальтов подтверждает их толеитовый состав, причем толеитов нормального океанического типа (Sr =87, Zr = 76, Ва = 47, Nb = 3.5, Y = 26), (La/ Sm)„ = 1.2, что близко к средним значениям для океанических толеитов (0.8-1.1). Распределение редкоземельных элементов (РЗЭ) очень близко к хондритовому с незначительным дефицитом легких РЗЭ. Очень сложные вариации касаются изотопов стронция. Отношение 87Sr/ 86Sr колеблются в широких пределах (0.7027-0.7049), в среднем составляя величину 0.7036, более высокую, чем для СОХ в целом (0.7029). Эти данные свидетельствуют о том, что мантийный источник красноморских базальтов был обогащен Rb (содержание его в базальтах составляет 3.1), а на начальных стадиях развития рифта состав субстрата в зонах генерации магмы был нестабилен.

Рифт Таджура и хребет Шеба являются уникальными структурами, представляющими переход от чисто океанического срединного хребта к континентальному рифту. От хорошо развитого срединного хребта эти структуры на востоке отделяются не менее уникальным трансформным разломом Оуэн, один из бортов которого практически целиком сложен ультрабазитами. Западнее, параллельно разлому Оуэн простирается зона разломов Алула-Фартан, которая собственно и разделяет рифтовую зону Таджура от хребта Шеба и индоокеанских структур. Рифт возник около 10 млн. лет назад, а возраст рифтовой долины, где отмечаются вулканиты вновь образованной океанической коры, около 2.5 млн. лет. Рифт Таджура, как и Красноморский, представляет собой ступенчатую структуру шириной около 40 км. Борта рифта максимально подняты над дном рифтовой долины на 800-900 м. Борта представляют собой систему наклонных блоков, причем в центральной части бортов по обе стороны рифта наблюдаются широкие (около 5 км) террасы покрытые осадками.

Экструзивная зона шириной около 1-2 км приподнята над сопредельными участками дна на 200-300 м. На некоторых отрезках экструзивной зоны наблюдаются отдельные невысокие подводные горы, вытянутые по направлению рифта, В процессе формирования рифта происходила тектоническая перестройка со сменой широтных структур на северо-западные. Особенностью рифта является вялый вулканизм и очень высокий уровень дна в рифтовой долине.

Средний состав базальтов рифта Таджура отвечает ферротолеитам с низкими концентрациями литофильных элементов и по этим параметрам очень напоминает феррото-лситы Тихоокеанского поднятия (ВТП), Такое химическое родство не увязывается со скоростями спрединга. В рифте Таджура средняя скорость составляет около 2 см/год, т.е. это низкоспрединговой хребет. На ВТП эта скорость почти в 5 раз выше. Суммарное железо в толеитах рифта составляет 11.29 при обычных содержаниях ТЮ2 (1.45), К

0.29), Na,0 (2.39) и MgO (7.59). Соотношение [Mg] = 0.55. Содержания Sr (128) и Y (22) близки таковым в обычных толеитах СОХ, однако концентрация Ва (108) несколько выше - 48. Распределение редкоземельных элементов характеризуется повышенными значениями легких лантаноидов, что выделяет эти вулканиты, приближая их к траппам, нежели обычным толеитам СОХ, где эти элементы в дефиците.

Продолжением рифта Таджура на западе, в сторону континента, является рифт Азаль. Часть рифта располагается на суше (12 км), часть - под уровнем моря, т. е. рифт, представляет собой структуру переходную от континентальной к океанической коре. Рифт представляет собой грабен шириной около 45 км с осевой зоной вулканизма и сбросовыми уступами в бортах. В осевой зоне рифта развита система трещин северозападного простирания, вдоль которых происходит излияние базальтов плейстоценового возраста. Состав вулканитов колеблется от пикритовых базальтов до ферробазальтов. Базальты отличаются повышенными, по сравнению с обычными толеитами, содержаниями ТЮ2 (2.5) и щелочей (К20 = 0.59, Na20 = 3.51), а также FeO' = 12.75, [Mg] = 0.46 и редких элементов (Ва = 152, Sr = 360, Zr =184).

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ. Приведенные данные показывают, что в пределах Красноморского региона устанавливаются как минимум четыре тектоно-магматических этапа. Первый, дорифтовый, характеризуется значительными по объему излияниями щелочных базальтов трапповой серии. Геологические и геофизические данные свидетельствуют о том, что породы этой серии формировались при расколе неутоненной континентальной коры. Второй этап выражен в появлении серии рифтовых зон, связанных с растяжением и утонением континентальной коры. Базальты этого этапа приобретают черты субщелочных вулканитов. Третий этап связан с полным разрывом сплошности субконтинентальной коры в результате ее дальнейшего растяжения и образования риф-товой долины по строению аналогичной тем, которые наблюдаются в современных СОХ. Этот этап характеризуется обильными излияниями низкощелочных толеитов нормального типа. Наконец четвертый этап связан с извержениями щелочных вулканитов в поперечных комплексах, которые близки по составу базальтам трапповой серии и скорее всего формировались на утолщенной континентальной коре.

Рис. 2. Положение точек анализов базальтов Красноморского региона на графиках: (а) К20 - ТЮ2, (б) Ва - Sr, (в) Zr - ("Sr^Sr), (г) вариации содержаний редких элементов в траппах, базальтах стратоидной серии и красноморских толеитах Условные обозначения: - траппы. Базальты, 2 - стратоидной серии, 3 - поперечных комплексов, 4 - рифта Азапъ, 5 - рифта Танжура, 6 - Красноморского рифта f ' 7 - пот составов, 8 - линия изменения составов

Анализ геохимических данных свидетельствует об отрицательной корреляции между редкими элементами по мере смены типов базальтового вулканизма. Это хорошо видно на графиках К20 - ТЮ2, Ва - Sr, Zr - (87Sr/ 86Sr) (Рис. 2). Смена щелочных базальтов трапповой серии на вулканиты стратоидной серии Афарской депрессии далее на то-леиты рифтовой зоны Красного моря сопровождаются последова тельным уменьшением в этом ряду К20, Р205, ТЮ2, таких элементов, как Sr, Zr, Ва, Nb, Y. Вместе с уменьшением валовой концентрации Sr в породах происходит уменьшение изотопных отношений 87Sr/86Sr.

Промежуточное положение базальтов стратоидной серии скорее всего связано со смесимостью глубинных расплавов, формирующих траппы, и расплавов, поступающих из древней обедненной мантии, которые образуют рифтогенные базальты океанического типа. Скорее всего при этом заметную роль играют контаминационные процессы, а также меняющаяся во времени степень плавления материнских субстратов двух основных типов магматитов.

Сравнительный геохимический анализ толеитов в области перехода от океанической коры (рифт Таджура) к субконтинентальной коре (рифт Азаль) показывает заметное уменьшение не только ТЮ2 (1.45 и 2.49 соответственно) и FeO' (11.29 и 12.75), но, главное, литофильных элементов (К20-0.29 и 0.59, Ва-108 и 152, Sr-128 и 360, Rb-4.4 и 8.3).Такая разница в составах на относительно коротком расстоянии единой структуры можно объяснить лишь явным влиянием континентальной коры на состав базальтов рифта Азаль.

Таким образом, на примере Красноморского региона устанавливается следующая последовательность тектоно-магматических процессов, приводящих к формированию своеобразных геологических структур и их совокупностей. Поднимающаяся из глубин мантии термальная аномалия приводит к плавлению ее субстрата, а увеличение объема, вмещающих пород, за счет дополнительной тепловой энергии и плавления приводит к подъему области континентальной коры с образованием сводового поднятия. В свою очередь этот процесс приводит к появлению расколов, компенсирующих подъем коры. По этим расколам в результате декомпрессии магма довольно быстро поступала к поверхности, формируя значительные по площади платообразные области, сложенные на первых этапах преимущественно базальтами, а затем риолитами. Последние чаще всего являются продуктом переплавления сиалической коры.

Прогретая континентальная кора приобретает свойства пластичности, начинает растягиваться, обеспечивая последовательный подъем магмообразующей области. Подъем и дополнительный подток тепла из зоны нижележащей термальной аномалии, а также падение давления, приводят к увеличению процента плавления исходного субстрата. Этот промежуточный тектоно-магматический этап характеризуется сочетанием континентальных рифтовых структур, поставляющих на поверхность расплавы более мафического субщелочного состава. Дальнейшее растяжение континентальной коры приводит к разрыву ее сплошности, максимальному подъему диапира, максимальному его плавлению и появлению океанического рифта, заполняющегося деплетированными толеитами океанического типа. Возможно, частично в этом процессе участвуют и древняя деплети-рованпая литосфера.

Анализ тектоно-магматических процессов океаногенеза в Красноморском регионе показал, что на фоне последовательного образования магматических ассоциаций (трапп-переходные базальты-океанические толеиты) формирование структурных элементов, связанных с магматизмом, проходит довольно хаотично. Особенно это касается промежуточного этапа, во время которого наблюдается сложное взаимоотношение рифтовых структур, их многообразие и взаимный переход друг в друга. Например, такая картина наблюдается на стыке континентального рифта Азаль и океанического рифта Танжура. Отсутствует линейность в образовании рифтовой системы. Несмотря на то, что рифт Танжура продолжается на континенте, основное раскрытие океанического рифта происходит под углом 90° к северу. В области рифтогенеза субконтинентальной и океанической коры наблюдаются непереработанные останцы более древних пород фундамента (Данакильский блок). Все этб свидетельствует о сложности процесса океаногенеза на самых первых этапах его проявления. Одновременный магматизм рифтогенного и спре-дингового характера также свидетельствует об отсутствии прямой линейности в смене магматических ассоциаций во времени и пространстве.

АТЛАНТИЧЕСКИЙ ОКЕАН

Атлантический океан является одним из наиболее изученных океанов. Его известная симметрия и меридиональное простирание сыграли в свое время важную роль в появлении теории тектоники литосферных плит. Океан условно делится на три крупных сектора, характеризующихся особенностями тектоно-магматического развития. Особый

Анализ состава даек показал, что в этой области можно выделить четыре или минимум три типа базальтов. Большую группу составляют умеренные по содержанию Ti02 (0,9-1,4) и MgO (6-9) кварц-нормативные (Si02= 51-55) андезито-базальты с повышенной щелочностью (Na20 + К20 = 3) широко развитые на севере. В южных районах эти вулканиты встречаются в подчиненном количестве, здесь большее распространение имеют оливин-нормативные базальты с низкими содержаниями Si02 (48%), щелочей (Na20 + К.,0 = 2) и TiO, (около 1). Среди них отмечается подгруппа более магнезиальных (MgO = 7-14) толеитов с низкими содержаниями ТЮ2(0,6-0,9), Si02 (46-49) и щелочей.

В особую группу выделяются высокожелезистые кварцевые толеиты, довольно широко распространенные в северных регионах, в частности, в штате Коннектикут. Они отличаются очень высокими содержаниями FeO' = 13.8, [Mg] = 0.43 (Рис. 4), при вполне умеренных концентрациях остальных элементов (ТЮ2= 1.33, К20 = 0.51, Sr = 129, Ва = 110, Zr = 92). С одной стороны, высокие содержания железа позволяют отнести их к дифференциатам обычных толеитов. С другой, при дифференциации вместе с FeO' возрастают концентрации ТЮ2> К20, Si02 и, особенно, редких элементов. В данном случае этого не наблюдается, за исключением отдельных анализов с повышенными содержаниями (52.7) кремнезема. Концентрации редких элементов в ферротолеитах даже меньше, чем в недифференцированных толеитах Аппалаческой магматической провинции. Вопрос о генезисе этих базальтов остается пока открытым, не исключена их принадлежность к -самостоятельнЪму типу магм/

На восточной стороне Атлантики рифгогенный этап отражен в образовании мелководных впадин заполненных континентальными осадками, эвапоритами и густой сетью даек толеитового состава в Марокко, Мали, Мавритании и Нигерии (Рис. 3). Возраст наиболее ранних магматитов составляет 196 млн. лет. Этот возраст хорошо коррелирует-ся с аналогичным возрастом вулканитов штатов Пенсильвания и Нью-Джерси. Вторая свита (186 млн. лет) аналогична по возрасту базальтам Пенсильвании. Близкие по возрасту (200-160 млн. лет) крупные дайки базитов отмечаются в Испании и Португалии. Магматиты на восточном побережье Центральной Атлантики в общих чертах близки лайковым комплексам Аппалаческой магматической зоны. Однако наблюдаются заметные отличия по содержанию отдельных элементов, что создает впечатление о геохимической специфике этих субвулканических образований. Они характеризуются большей магнезиальностью, наблюдается тенденция к большим концентрациям Ва, Sr и в меньшей степени Zr (100-110 и 75-100 соответственно).

Несколько иначе выглядит картина континентального рифтогенеза в Южной Атлантике. До начала спрединга в этом сегменте существовал рифт с тонкой континентальной корой шириной не менее 300 км. Рифт представлял собой систему сопряженных грабенов с поперечными или отходящими под углом ответвлениями, вдающимися в континентальные блоки. Эти грабены заполнялись последовательно континентальными (конгломераты, песчаники, аргиллиты) и лагунными породами с прослоями эвапоритов. Кроме того, рифтовая система трассировалась большим количеством приконтиненталь-ных впадин-прогибов, в целом совпадающих с общим простиранием рифта Южной Атлантики (Мазарович, Соколов, 1999).

Начало рифтогенеза относится, по-видимому, к оксфорду (159-154 млн. лет), он проявился на самом юге в районе Фолклендского плато и плато Агульяс. Все это произошло вслед за отделением Антарктиды от Южной Америки около 160 млн. лет назад. Рифт постепенно продвигался на север, что отражалось в появлении лагунно-мелководных солевых фаций в осадочных разрезах. Продвижение мелководных морских бассейнов на север шло скачкообразно в связи с существованием в центре Южной Атлантики крупных поперечных поднятий.

Начальные стадии рифтогенеза характеризуются неравномерностью растяжения коры с образованием изолированных участков, где оно было особенно интенсивно, что вызывало обильный магматизм. На ранних этапах он носил щелочной характер и был приурочен к трещинам северо-западного простирания, т.е. поперек общей направленности рифта. Линейные зоны щелочных интрузий известны в Анголе, Бразилии, Уругвае и ЮАР.

Вслед за начальными стадиями рифтогенеза с небольшим интервалом времени в южной и центральной частях региона начался обширный базитовый магматизм (Рис. 3). По разным оценкам наиболее древний возраст траппов Бразилии датируется 140-137 млн. лет (Renne et. al., 1992). Регион испытывал растяжение коры еще до начала вулканизма, что возможно связано с дорифтовой структурой Аппалачского орогена и продолжения на юг Пан-Африканского орогена. Магматизм в области Парана приурочен к системе субширотных и меридиональных разломов, по которым происходило погружение и растяжение континентальной коры. К югу от зоны трещин Сан-Паулу - Фрио в результате вулканизма образовалась перемычка, которая в последующем в значительной степени повлияла на процесс спрединга в Южной Атлантике. По геофизическим данным поднятия Фрио и Сан-Паулу подстилаются корой с повышенной мощностью базальтового слоя. Базальтовая кора на уступе Фрио по данным бурения в скважине 363 имеет возраст 121 млн. лет, что совпадает с возрастом тралпового магматизма в регионе.

Рифтовая зона разрасталась с юга на север и пересекала область уже действующего вулканизма, т.е. она не была центром синхронного рифтинга. Ее образование связано с иными пространственными структурными факторами - растяжением и утонением континентальной литосферы на участках развития древних и ремобилизованных разломов. Таким образом, начальные стадии рифтинга характеризуются неравномерностью пространственного и временного проявления рифтогенеза. Сдвиг траппового магматизма к западу от основной структуры рифта образует явную асимметрию в распределении маг-матитов Южной Атлантики. Большая часть базальтов образовалась за очень короткий промежуток времени 5-3 млн. лет, причем до начала спрединга в этой части рифтовой системы намечается еще одна особенность геологического развития. Область магматизма, как и рифтообразоваиие, мигрируют к северу параллельно продвижению рифта, но в стороне от общего направления раскола, между Южной Америкой и Африкой. Существует модель (Harry, Sawyer, 1992), по которой магма из зоны плавления плюма мигрирует на запад в зону ослабленной утоненной коры, разбитой системой разломов, вызывая именно гам обильный вулканизм.

Вулканиты Южной Атлантики представлены довольно широким диапазоном различных по составу базальтов, однако большая часть магматитов этого региона приходится на толеитовые базальты провинции Парана в Центральной Бразилии (Рис.4).

Рис. 4. Положение точек анализов основных пород Атлантики и Восточной Гондваны на графиках: a) TiO, - [Mg], (б) Sr - Ва, (в) Ti/Y - Ti/Zr, (г) 143Nd/,,,4Nd - 2(WMPb Условные обозначения. Центральная Атлантика: 1 - юго-восточное побережье Северной Америки, 2 - северо-западная часть Африки и Пиренейский полуостров. Южная Атлантика: 3 - Южная Америка, 4 - Африканское побережье, 5 - океанические толеиты, 6 - толеитовые базальты океанических плато, 7 - платобазальты Восточной Гондваны, 8 - траппы Карру, 9 - типы мантий.

Буквенные обозначения: СВ - острое Се.Елены, СВГ - подводные горы в районе о.Св.Елены, КМ - камерунская линия, ТГК- острова Тристан-де-Кунья, Гоф, хребет Китовый, П - Бразилия, Парана (I - низкотитанистые траппы, 2- высокотитанистые) Поля и типы мантий по Wilson, 1993.

Mg] = Mg/(Mg+Fe*2), Mg и Fe*2 даны в атомных количествах

Траппы Параны в основном (45% объема всех вулканитов) характеризуются относительно низкими содержаниями TiO, (2). Они распространены почти повсеместно, но преобладают в южных районах, где составляют 90% объема магматитов этого региона. Отмечается различный подход к систематике базальтов Параны. Они делятся на две группы по степени контаминации, две группы по содержанию ТЮ2, по обедненности или обогащенности редкими элементами и, наконец, по распространенности в пределах южных, центральных и северных областей региона. Подробный анализ этих данных позволил выделить четыре основные группы магматитов, три из которых относятся к яекон-таминированным и одна - к контаминированным разновидностям. Высокотитанистые базальты с повышенными содержаниями К20 (1.67), Ва (659), Y (38), Zr (272) и Sr(575) скорее всего можно было бы отнести к дифференциатам, так как они имеют низкое магниевое отношение [Mg] = 0.37 и неконтаминированы (87Sr/ 8sSr = 0.7055). С другой стороны, по геохимическим параметрам они близки базальтам океанических островов, часто связываемых с "горячими точками". Эти базальты наиболее широко представлены в северных (Сьерра-Мерим) и южных (Сьерра-Герал, Санта-Катарина) районах Параны. Обычные для толеитов содержания Si02 = 49.5-51.4 свидетельствуют против глубоких процессов дифференциации в генезисе этих пород. К дифференциатам с большей достоверностью можно отнести андезито-базальты с повышенными концентрациями легких элементов и Si02 = 52.7.

Три другие группы траппов относятся к условно низкотитанистым (ТЮ2 < 2), хотя в общепринятой терминологии к таким базальтам относятся разновидности с ТЮ2 менее 1. Магматиты с содержаниями ТЮ2= 1-2 представляют собой обычные толеиты. Эти типы эффузивов в свою очередь делятся на неконтаминированные (87Sr/ 86Sr = 0.70520.7058) и контаминированные (0.7082) разновидности. Неконтаминированные толеиты образуют две группы, обогащенные и обедненные некогерентными элементами. Особенно заметна разница между этими двумя типами базальтов по концентрациям К20 (0.86 и 0.30 соответственно), Sr (305 и 169), Ва (355 и 168), Zr (136 и 84). Скорее всего, эти группы представляют собой различные процентные выплавки единого магматического источника, тем более, что они встречаются преимущественно в центральной части региона, т.е. на ограниченной площади, хотя частично отмечаются на севере. Их распространенность, максимальная магнезиальность ([Mg] = 0.49) среди всех типов базальтов косвенно свидетельствует об их наибольшей близости к первичным расплавам.

Особо следует отметить контаминированные (S7Sr/ 86Sr = 0.7082) типы траппов Параны. По содержанию почти всех элементов они являются промежуточными между двумя обычными неконтаминированными типами базальтов. Такая особенность этих пород, возможно, связана со сложностью процесса их эволюции. Первые порции разогретой высокомагнезиальной магмы прошли транзитом через образовавшиеся трещины, сохранив свой первичный состав. За счет разогрева вмещающих пород последующие порции претерпели не только дифференциацию (фактор времени), но и контаминацию коровым материалом. Наконец, последующие выплавки были менее обильными и обогащенными некогерентными элементами. Эти магмы максимально развиты на юге региона, где отмечается самый ранний магматизм. В целом можно заключить, что наличие четырех различных по составу типов базальтов свидетельствует о сложности магматического процесса, возможном сочетании "плюмового" механизма и механизма "горячей точки" при образовании первичных выплавок. В последующем эти расплавы претерпевали не менее сложную эволюцию, связанную с контаминацией и фракционированием.

Магматизм вдоль западного побережья Африки предшествовал рифтингу в южных и центральных частях Южной Атлантики. Дайки и силлы с возрастом 202-183 млн. лет отмечаются в Западной Либерии, юге Намибии. Линейные дайки в береговой части Намибии более молодые - 134 млн. лет. В районе Ганы силлы долеритов имеют возраст 172-162 млн. лет. В Нигерии (трог Бенуэ) наиболее древняя магматическая активность базитов относится к концу верхней юры (147 млн. лет).

Магматиты африканского побережья имеют близкие геохимические характеристики с базальтами Южноамериканской плиты (Рис. 4), хотя среди этих вулканитов встречаются диабазы и базальты с характерными концентрациями отдельных элементов, например Ва или РЗЭ. В Либерии и Намибии встречаются вулканиты с низким отношением (La/Sm)n = 1.1-2.0, в то время как в области Параны все типы базальтов имеют отношение (La/Sm)„ = 2.6-2.8. По-видимому, магматиты этих регионов произошли из близкого по составу первичного источника, претерпевшего различную степень плавления.

ОКЕАНИЧЕСКАЯ СТАДИЯ. Дальнейшее растяжение континентальной коры в Центральной Атлантике приводит к ее полному разрыву в конце средней юры. По разным оценкам это произошло 185-178 млн. лет назад. Начальные стадии этого процесса, скорее всего можно охарактеризовать как рассеянный спрединг. Первая магнитная аномалия в юго-восточной части северной Америки представлена хроной М25 (155-154.3 млн. лет). Аномалия протягивается параллельно береговой линии в 560 км восточнее раздела между континентальной и океанической корой. Эта часть океанической коры относится к зоне юрского спокойного поля. В скважине 105 северо-западнее Бермудского поднятия на границе аномалии М25 вскрыты базальты с возрастом 147-145 млн. лет. Возможно, что верхним возрастным пределом начала спрединга можно считать нижнюю юру - 180-175 млн. лет. В позднеюрское-раннемеловое время в интервале 155-121 млн. лет уже идет стабильный процесс разрастания дна со средней скоростью 1см/год. Таким образом, поздние пульсации континентального магматизма проявляются одновременно с началом спрединга. Магнитная аномалия Блейк Спур относится к раннему келловею (164 млн. лет), возможно именно в это время или несколько раньше (159 млн. лет) произошло открытие Мексиканского залива в сторону Пацифики с переходом спрединга в Карибский бассейн.

Спрединг в самом южном районе юго-восточного побережья Северной Америки наиболее активным был в начале нижнего мела (140 млн. лет), а в северных районах этой области, на продолжении триасово-юрских впадин, на шельфе в это же время наблюдается континентальный магматизм, пик которого приходится на 120 млн. лет, спрединг же здесь проявился лишь 115 млн. лет.

Вдоль восточной части Центральной Атлантики уверенные следы начала спрединга отмечаются по наличию магнитных аномалий. Вдоль побережья северо-западной Африки от Азоро-Гибралтарской зоны деформаций на юг прослеживаются аномалии М25-М2 (154-124 млн. лет). Направление аномалий полностью отвечают контуру береговой линии, т. е. от северо-восточного простирания на севере в районе разлома они переходят в меридиональные на траверзе Мавритании. Эти аномалии прослеживаются южнее в район юго-восточнее островов Зеленого Мыса вдоль побережья Сенегала, не выходя по простиранию за пределы Гвинейского разлома.

Исследования показали, что в начале раннего мела (140 млн. лет, аномалия М16) в Центральной Атлантике надежно устанавливается нормальная океаническая кора мощностью 7-7.5км со свойственными ей скоростями сейсмических волн (4.7-5.0 - базальты, 5.6-6.0 - долериты, 6.5-6.7 - габбро, 7.2-7.5 - серпентиниты). В барреме (135 млн. лет) спрединг достиг самых южных районов региона, и началось растяжение между подводными плато Гвинейским и Демерера, а в позднем альбе (100 млн. лет] окончательное формирование здесь океанической коры. Несколько ранее (поздний апт, 115 млн. лет) спрединг начался в северной части Центральной Атлантики между Ньюфаундлендом и Иберией.

Состав базальтов самых первых этапов спрединга не вызывает сомнений в их принадлежности к совершенно иному типу магматизма - толеитам срединно-океанических хребтов (Рис. 4). Мало того, океанические поднятия, заложившиеся на уже сформированной океанической коре, также сложены базальтами близкими по составу океаническим магматитам. Например, в основании Канарского архипелага такого типа вулканиты представлены метабазальтами юрского возраста (178 млн. лет) со следующими геохимическими характеристиками: К20 = 0.17, Ва = 45, Zr = 31, (La/Sm)n = 1.1. Верхнеюрские пиллоу-лавы острова Майо из архипелага Зеленого Мыса также имеют состав, близкий к базальтам срединно-океанических хребтов (СОХ). Бермудское поднятие более молодое 110-91 млн. лет, оно заложилось на океанической коре с возрастом 140-100 млн. лет. В скважине 386 вскрыты обломки вулканитов по составу близкие базальтам СОХ, однако с относительно высокими концентрациями Sr = 186, Ва = 134, Zr = 98.

Спрединг в Южной Атлантике по различным данным проявился в разное время: 126.5 млн. лет (аномалия М4), 130 млн. лет, 133 млн. лет (аномалия М10) и, наконец, 135 млн. лет назад (аномалия М12). Однако по некоторым данным (Austin, Uchupi, 1982) аномалии М10-М12 не спрединговые, это утоненная континентальная кора, насыщенная роем даек, а наиболее древней аномалией, относящейся собственно к океанической коре, является аномалия М9 с возрастом 130 млн. лет. По новейшим данным (Шрейдер, 1997) начало аномалии М4 датируется возрастом 127.8 млн. лет. Таким образом, по совокупности данных началом спрединга в Южной Атлантике можно считать время 130-128 млн. лег.

Раздвиг начался в районе крупного трансформного разлома Фолкленд - Агульяс, а зачаточный океан представлял собой узкий широтный бассейн (Рис. 3). Вдоль разлома зона спрединга испытывала заметные перескоки и в отдельные моменты начальной истории (аномалии М10-М0) между зонами спрединга во впадине Наталь и Капской существовало смещение около 1400 км. Начальные этапы спрединга характеризовались довольно высокими скоростями до'2.8-3.3 см/год. На время 127 млн. лет океанический бассейн очень напоминает ситуацию в Красноморском регионе с коленчатым расположением меридионального рифта Красного моря и широтным рифтом Танжура. Зона спрединга довольно быстро продвигается на север и на 118.7 млн. лет достигает широты Иарана-Чагос. Узкий бассейн к середине апта (117 млн. лет) достигал 350-400 км, сужаясь в направлении зоны поперечных поднятий Фрио-Сан-Паулу. Спрединг севернее этой зоны начался спустя лишь 10-9 млн. лет. В районе проявления плюма Тристан он начался 124 млн, лет назад, а магматизм в: пределах континентальной плиты датируется 140 млн. лет, т.е. последний предшествовал началу спрединга на юге на 12-10 млн. лет; Это соотношение двух процессов вписывается в общую схему последовательного проявления этапов океаногенеза. Однако следует отметить, что область массового магматизма и область начальных этапов, спрединга разорваны в пространстве.

В бассейне севернее, вулканической перемычки начало спрединга отмечается в раннем альбе (112 млн. лет). Напротив; в Нигерии спрединг проявился между 112-107 млн. лет. Древнейшая океаническая кора в Ангольской котловине имеет возраст 108-106 млн. лет. На уровне 100 млн. лет спрединг продвинулся на север до трога Бенуэ, а затем произошел разрыв в области стыка Гвинейского плато и плато Демерера. На начало спокойного магнитного поля (84 млн, лет) Центральная и Южная Атлантика представляли собой единый океан, формирующийся в условиях спрединга между двумя крупными плитами.

Скудные данные по составу абиссальных толеитов начальных этапов спрединга в Южной Атлантике (Кащинцев, Скорнякова, 1992) показывает, что они относятся к типичным толеитам СОХ, а магматиты крупного вулканического поднятия Риу-Гранди с возрастом 85-75 млн. лет сложены в основании щелочными вулканитами.

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ. Динамика, конфигурация и особенности распределения магматизма в Атлантическом океане определяются в первую очередь особенностями взаимодействия двух низкоскоростных аномалий в нижней-средней мантии (Восточно-Африканская меридиональная и Атлантическая широтная) (Руженцев и др., 1999). На геодинамику этого региона влияет еще третий глубйнный фактор'— это подток холодной мантии со стороны-Южной Америки, которая пережимает "горячий столб" атлантической низкоскоростной аномалии. Последняя прослеживается в средней мантии на глубинах 700-1500 км. По-видимому, сложность проявления магматизма связана с не менее сложной картиной взаимодействия латеральных и вертикальных неоднородностей мантии, вызванных взаимодействием вертикальных и горизонтальных тепловых энергетических потоков. Такое взаимоотношение вызывает зарождение тепломассопотоков на разных уровнях, а наклон аномалий к латеральному перемещению горячих масс и изменению скорости разрастания, как, например, наблюдается на западном фланге Южной Атлантики. Изменение скорости спрединга в свою очередь вызывает асимметрию в строении западных и восточных котловин и в целом океанической коры. Например, большая часть крупных вулканических поднятий расположена в восточной части Атлантики, а поднятия с континентальной корой - на западе, в приафриканской части - большая расчленённость дна и. общее превышение рельефа. Всегэто связано с наличием линзы пониженных скоростей, простирающейся на восток от срединного хребта почти на 1500км на глубине 250км. Скорее всего со сложным строением мантийных масс и особенностями ее динамики связана неравномерность раскрытия океана, независимость развития основных крупных сегментов океана на начальных этапах его эволюции.

Данные по Центральной Атлантике свидетельствуют о том, что в-интервале времени 204-195 млн. лет'в оцюмной области, протягивающейся почти на 4.5 тысячи км между Северной Америкой и Африкой, за очень короткий промежуток времени проявился инуейЬйвньш магматизм, связанный с распадом Пангеи. Сюда же включаются значительные площади шельфа, где расположены большие объемы вулканитов в виде лавовых Потоков под осадочной толщей. Большинство обнажающихся магматитов представлены диабазовыми дайками и небольшими интрузиями. Эта специфика магматизма характерна для начальных этапов рифтинга в. Центральной Атлантике.

Центрально-Атлантическая магматическая .провинция занимает около 7 млн. км2, объем вулканитов оценивается в 4 млн. хч! (Olsen, 1999). Пик магматизма приходится на начало ранней юры, 200 млн. лет, причем рифтинг в провинции начался за 30 млн. лет до начала магматизм?. В восточной части Атлантики до сих пор сохранилась термальная аномалия, которая по томографическим данным прослеживается до глубин 500 км."'Эта аномалия с центром приблизительно в районе о.Мадейра при ширине12.5 тысячи км протягивается в северо-восточном направлении почти на 4 тысячи км. Геохимические характеристики магм этой аномалии свидетельствуют о существенном отличии их от мантийных источников базальтов СОХ и островных магматитов, связанных с "горячими точками".

Мезозойская история Центральной Атлантики в целом рассматривается как выражение двух крупных тектоно-магматических этапов. Первый этап связан сутонением коры вдоль южной ветви Варисского складчатого пояса, грабенообразбванием; проявлением крупной термальной аномалии (плюма) в области между тремя плитами, обусловившей континентальный толеитовый магматизм. Вслед за этим произошел асимметричный распад континентальных плит с образованием океанической коры, сложенной абиссальными толеитами СОХ. Весь этот крупный этап охватил время от триаса до мела. С другой стороны, различный состав даек, их различная ориентация, позволяют подвергнуть сомнению чисто плюмовую природу магматизма этого крупного региона.

Второй этап развития Центральной Атлантики связан с тектоно-магматическими преобразованиями мелового времени. В это время магматизм перемещается вдоль восточной окраины Атлантики (поздний мел) в северо-восточном направлении. Такое перемещение объясняет асимметрию магматизма по обе стороны Атлантики. Область максимального проявления лайкового магматизма тяготеет к западной части Северной Африки, т.е. Центрально-Атлантическая термальная аномалия (суперплюм) не локализуется в центре области, а сдвинута в сторону. Крупные, протяженностью более 100 км, дайки встречаются в большинстве своем именно на восточной континентальной окраине Атлантики, в Португалии, Испании, Марокко, Алжире и Мали.

Основной особенностью Южной Атлантики является трапповый магматизм (начало 140 млн. лет, пик - 132 млн. лет), который разорван незначительно по времени со спредингом (127 млн. лет, аномалия М4). В каждом из районов проявления платобазаль-тов и последующего спрединга эти два процесса в значительной степени разнятся по времени. В Центральной Америке начальные этапы магматизма почти на 25 млн. лет отличаются от времени проявления первой магнитной аномалии - 175 млн. лет. Второй дисгармоничной особенностью взаимоотношения континентального магматизма и спрединга является их разрыв в пространстве. Для Южной Атлантики максимальный магматизм приходится на центральные области Бразилии, в то время как начальные фазы океанического рифтинга проявлены значительно южнее в районе разлома Агульяс. Кстати, такая же, только зеркально противоположная картина наблюдается вдоль восточного побережья Африки. Спрединг между Западной и Восточной Гондваной начался на севере в Сомалийской котловине (160 млн. лет), в то время как максимальный трапповый магматизм происходил значительно южнее в районе термальной аномалии Карру.

Пространственная несовместимость касается также взаимоотношений магматизма и рифтинга. Особенно это наглядно проявлено на примере Южной Атлантики, где область максимального растяжения коры и магматизм смещены на несколько сот км в сторону от основной оси рифтинга и последующего спрединга. Этот феномен заставил некоторых авторов высказать довольно оригинальные и смелые гипотезы о значительном по интенсивности процессе перетекания расплавов (Harry, Sawyer, 1992) или перемещения литосферы и верхней мантии по границе раздела с нижней мантией на глубине 660 км (Van Dekar et. al„ 1995).

Сравнение магматитов Южной и Центральной Атлантики показывает следующие особенности их состава. Базальты четко разделяются по степени магнезиальности (Рис. 4). Большая часть Центрально-Атлантических вулканитов имеет умеренную или слегка повышенную магнезиальность ([Mg] = 0.52-0.62) по сравнению с Южно-Американскими магматитами ([Mg] = 0.44-0.51). В южных областях более широкое распространение имеют- высоко титанистые (2.5-3.0 Ti02), обогащенные некогерентными элементами базальты. Значительная часть Южно-Американских базальтов, даже неконтаминирован-ных, имеет повышенные по сравнению с северными аналогами содержания Sr, Ва и Zr, их отличает также более широкий разброс составов. Особенно хорошо это видно на графике Ti/Y - Ti/Zr. Наблюдается тенденция в различном поведении РЗЭ. На севере базальты имеют очень близкие отношения (La/Sm)„ = 2.0-2.1. В южном секторе эта величина широко варьирует. В Африканских магматитах - от 1.05 до 2.4, в базальтах Параны - до 2.6-2.8. Изотопные данные, несмотря на их скудность, все же свидетельствуют о различных источниках магмообразования. Базальты Параны ближе мантии типа ЕМ1.

Геохимическая специфика магматитов Центральной и Южной Атлантики свидетельствует о различных источниках магматизма. В то же время значительный разброс геохимических характеристик в базальтах Южной Атлантики, появление среди них вулканитов, сходных по некоторым характеристикам с базальтами северного центрального сектора, свидетельствует о том, что между двумя крупными термическими аномалиями происходил обмен веществом и его смешение. Это лишний раз подтверждает мнение о латеральном течении вещества на разных уровнях мантии.

Изучение динамики движения континентальных масс и связанного с этим процессом магматизма показали крайне сложный характер взаимоотношения этих явлений в пространстве и времени. Классическая линейная последовательность - рифтинг (траппо-вый магматизм) - спрединг (толеитовый магматизм океанических рифтов) не всегда выдержана при образовании Атлантики. В Центральном секторе рифтинг прослеживается из северных районов, связанных с Тетисом, на юг в район Мексиканского залива. Маг-магизм, связанный с рифтингом в Аппалаческой провинции, наоборот, омолаживается с юга на север. С другой стороны континентальный магматизм в северных районах юго-восточного побережья Северной Америки накладывается по времени (140 млн. лет) на начало спрединга в южных районах этой области.

Все изложенное свидетельствует о многообразии факторов, влияющих на формирование Атлантического океана. Наличие многоярусных термических аномалий различной интенсивности, древние линеаменты разломного характера, сложное сочетание кра-тонных масс и прогибов, латеральные и восходящие потоки горячего мантийного вещества за счет перетекания из высокотермальных областей в области холодной мантии, смесимость этих потоков между собой, - все эти многочисленные факторы приводят к относительной хаотичности процесса океаногенеза Атлантики.

ИНДИЙСКИЙ ОКЕАН

Индийский океан разделяет совершенно разные по строению, геологической истории и геодинамике два крупнейших океана Земли: Тихий и Атлантический. В его развитии не выявляется линейных закономерностей в размещении основных структур. Океа-ногенез в данном случае являлся результатом нелинейных геодинамических процессов, обусловивших появление четырех крупных провинций, каждая из которых несет крайне индивидуальные структурные черты (Пущаровский, 1995), особенно заметные для мезозойского этана. Мезозойский этап формирования Индийского океана охватывает период около 100 млн. лет от поздней юры до конца позднего мела. В течение такого длительного огрсзка времени было сформировано довольно большое количество структур, наметивших общий лик океана. Однако абсолютный возраст пород ограничивается в подавляющем числе случаев данными бурения. При этом количество скважин, вскрывших мезозойские образования, крайне ограничено. Поэтому приходится прибегнуть к площадной возрастной характеристике пород по данным идентификации линейных магнитных аномалий, позволяющих реконструировать эволюцию океанского дна в геологическом прошлом.

КОНТИНЕНТАЛЬНАЯ СТАДИЯ. Анализ материалов реконструкций свидетельствует (Рис. 5), что ранняя история эволюции индоокеанского региона связана с распадом Гон-дваны, но имеющиеся геолого-геофизические данные позволили восстановить историю её распада лишь в первом приближении. Согласно палеогеодинамическим реконструкциям 165 млн. лет назад (палеомагнитная аномалия М51) все континенты, обрамляющие в настоящее время акваторию Индийского океана, представляли собой единое целое. Восточный край большой Индии примыкал вместе с Цейлоном к Антарктиде, а западный её край вместе с Мадагаскаром сочленялся с Африкой. Австралия также представляла собой единое целое с Антарктидой.

Образованию Индийского океана предшествовал континентальный рифтогенез в пределах макроконтинента Гондваны. Древние рифты в большинстве своём расположены вдоль континентальных окраин и в настоящее время перекрыты мощными толщами осадков. В силу этого они с трудом реконструируются лишь по геофизическим материалам. Однако фрагменты или отдельные рифтовые системы всё же наблюдаются на некоторых окраинах океана. На юго-востоке Африки это рифтовая система Лебомбо, на северо-востоке Индии грабены в провинции Раджмахал, отмечается также древняя система фабенов рифтогенного характера вдоль западного побережья Австралии и прилегающего шельфа. Их образование началось на границе средней и поздней юры, приблизительно 160 млн. лет назад. Рифтообразование связанное с растяжением континентальной коры, сопровождалось кислым и щелочным вулканизмом по сети региональных разломов. Они обусловили блоковую тектонику этого района. Растяжение привело к образованию мелководных бассейнов, в которых происходило накопление шельфовых карбонатных осадков и эвапоритов.

Рис. 5. Схемы палеореконструкций Индийского океана на 150, 105 и 65 млн. лет (L,uyendyk, 1974; Veevers, Cotterillo 1978' VeeversetaL, 1980; Шрейдер, 1989) й

I - трапповые серии, 2 -Центрально-Индийская (Ц-И) провинция, 3 - рифтовые зоны и трансформные разломы спрединговых хреб, тов, 4- скважины. ■•--.'".

Лс - Лесото. Лб - Лебдмбо

Рифтообразованию предшествовал активный внутриплатный континентальный магматизм,. Процесс этот был довольно длительным (поздний триае - ранний мел) и в целом напоминал картину, происходящую в восточной й северо-восточной Африке, но ь более грандиозных масштабах. В начальные этапы континентальной стадии океаногенеза трапповый магматизм проявился в западной и юго-восточной частях Гондваны. На западе в конце триаса - начале юры магматизм охватил южные районы Африканской плиты. За этим последовал раскол между Африкой и Антарктидой (аномалия М24 - 153 млн. лет).

В Южноафриканской провинции Карру магматизм проявлялся в трех различных тектонических ситуациях. На западном побережье в Намибии вулканиты тесно связаны с рифтингом и последующим спредингом. На востоке (серия Лебомбо) существовала ме-ридианальная зона разломов скорее всего рифтового характера, в пределах которой более 170 млн. лет назад происходило растяжение и утонение; континентальной коры, однако спрединга не было. К юго-западу от этой области вдоль континентального склона проходит трансформный разлом Агульяс-Фолкленд, который'заложился около 125 млн. лет назад, практически одновременно с рифтами на западном побережье Африки.

Наиболее мощный магматизм наблюдается вне каких-либо тектонических структур, в юго-восточной части региона к западу от трансформного разлома. Базальты серии Лесото имеют возраст 193 млн. лет и структурно не связаны с рифтовыми образованиями, хотя занимают довольно значительную площадь и объём (1 млн. км3).

Состав этих базальтов в целом близок траппам, однако, они имеют определенные геохимические особенности. Во-первых, их отличают очень низкие содержания ТЮ2 (0.95), что роднит их с базальтами провинции Феррар в Антарктиде. Кроме того, содержание суммарного железа несколько ниже (9;86) тех, которые свойственны большинству траппов. Г

Рифтогенные базальты Лебомбо на юге имеют возраст 203 млн. лет, а долериты 188 млн. лет. Их состав более близок трапповым образованиям (ТЮ, = 1.44; FeO' = 11.09) при этом они более обогащены, по сравнению с вулканитами Лесото, некогерентными элементами Ва = 295, Sr = 316, Zr = 134, (I а/ Sm)„ 2.3. В базальтах Лесото эти концентрации составляют соответственно: Ва = 177, Sr = 192, Zr = 94, (La/ Sm)„ = 1.9 (Рис. 6). Таким образом, наиболее мощный магматизм Лесото пространственно никак не связан с рифтогенными структурами. .-.

I i ■ > ■ ■ . /t,. -1I---1—'-1-'—'—'-1-T—»—' " 1 '

0Ж0 07060 B.T088 ЮШ 0,2, OS f 2, 5 10 MO SO

Рис.6 Положение точек анализов базальтов Индийского океана на графиках: (а) Т102 - [Mg], (б) Ва - Sr, (в) Zr - 87Sr/86Sr, (г) Zr/Y - Ba/Y Условные обозначения,

1-4 - траппы: / - юго-восточной Гондваны, 2 - Карру, Лесото, 3 - Раджмалах (Индия), 4 - провинция Декан (серии Амбемали, Махабалешвар) и О.Мадагаскар; 5-8 - базальты вулканических поднятии: 5 -Кергелен, € -Афанасия Никитина, 7 - Натуралист, 8 - хребет 9(f; 9-12 - базальты срединно-океаниских хребтов: 9 - западная часть океана, скважины 248, 249, 707, 10 - Амирантский хребет, 11 - восточная часть океана, скважины 257, 259, 260, 261, 765, 12 - средний состав толеитов Аравийско-Индивского хребта; 13-поля составов

Практически одновременно обширный континентальный магматизм охватил юго-восточную часть Гоидваны. Платобазальты изливались на Антарктической (базальты серии Феррара) и Австралийской (Западная Виктория, Тасмания, о. Кенгуру) плитах. Следует отметить, что наиболее ранние трапповые серии Австралии формировались в середине ранней юры, 190 млн. лет назад (Западная Виктория). Этот процесс был растянут на 25 млн. лет, т. к. следующие крупные трапповые проявления отмечены на о.Кенгуру (170 млн. лет) и о.Тасмания (165 млн. лет), т. е. уже в средней юре. Однако такой растянутый во времени магматизм траппового типа питался судя по всему с одного и того же уровня мантии. Состав всех платобазальтов очень однороден. Все они характеризуются крайне низкими содержаниями ТЮ2 (0.63-0.68), умеренными содержаниями железа (FeO' = 8.31-9.32), низкими содержаниями Na20 (1.89-2.03) и Р,05 (0.09-0.10). Концентрации редких элементов в них также близки (Zr = 83-96; Sr = 135-146; Y = 20-22, Nb = 4.5-5.0). Соотношения РЗЭ не выходят за рамки значений свойственных траппам (La/ Sm)n = 2.3-2.8. Вторая отличительная черта всех ранних платобазальтов это очень высокая степень контаминации пород. Отношение 87Sr/ 86Sr = 0.7110-07113 (Рис. 6).

Траппы серии Феррара прослеживаются узкой полосой во внутренних районах Антарктиды с востока на запад вплоть до Африканского континента, практически смыкаясь с магматической провинцией Карру, Периферийное положение относительно древней шовной зоны между Антарктидой и Австралией в этом случае повлияло на то, что вслед за траппами не последовало раздвижение плит и образование океанической коры. Спрединг в этой области начался спустя 60 млн. лет в начале позднего мела, около 95 млн. лет назад. Причем наиболее активным он стал лишь в эоцене (аномалия 20). Отсюда следует, что не всегда трапповый магматизм непосредственно предшествует спредингу, хотя такая связь отмечается довольно часто.

Дальнейшая эволюция Индийского океана в стадию континентального рифтогенеза и магматизма проходила скачкообразно по времени и в значительной мере разорвано в пространстве (Кашинцев, 1993). В течение раннего мела (130-118 млн. лет) на стыке тройного рифта в восточной Гондване сформировалась крупная магматическая провинция со значительным объёмом вулканитов. Формированию магматических толщ предшествовал подъём литосферы и образование поднятия. Его формирование началось в перми за 150 млн. лет до начала вулканизма. Подъём сопровождался заложением системы грабенов, часть из которых сохранилась в пределах континентальных районов северовосточной Индии и западной Австралии. Система грабенов иногда сопровождается крупными, протяженностью до 40км, дайками долеритов (пояс Дамодар в Индии).

Фрагменты магматической провинции в настоящее время выходят в Индии (траппы Раджмахал, 125-117 млн. лет), в юго-западной Австралии (Банбери, 130-123 млн. лет) и на плато Натуралист (100 млн. лет). Вулканическая формация Раджмахал представлена нижнемеловыми кварцевыми толеитами, мощность которых в разных районах варьирует от 300 до 600 м. Основная часть магматитов этой области находится под осадочной толщей Бенгальского залива. Базальты вскрыты на глубине 1280 и 3800 м, а в центральной части впадины составляют толщу мощностью до 1км.

Базальты Банбери внедрялись вдоль разломного трога, отделяющего архейскую и протерозойскую кору, т. е. используя структуру древнего линеамента. Вулканиты извергались двумя этапами (130 и 123 млн. лет), сформировав два типа базальтов, причём более молодые лавы в большей степени контаминированы (87Sr/ S6Sr ^ 0.7081) по сравнению с древними (0.7047). Материалом для контаминации послужили скррез пермско-медовые осадки, подстилающие вулканические толщи. Эти осадки имеют довольно внушительную мощность, около 10 км.

Близкие по составу базальты были обнаружены на плато Натуралист, которое по этому признаку может быть отнесено к фрагменту континентальной коры, отделившейся от Австралии при континентальном рифтинге. Следует отметить, что в Пертской котловине в скважине 259 были вскрыты толеитовые базальты океанического типа с возрастом 127.5 млн. лет, т. е. континентальный и океанический магматизм проходили почти одновременно.

Траппы Банбери и Раджамахал разорваны во времени всего на 10 млн; лет, однако пространственно их разделяют почти 2000 км. Вместе с тем следует отметить, что по составу и изотопным характеристикам траппы Австралии и Индии крайне близки. В них одинаковы отношения 87Sr/ s6Sr = 0.7045; l43Nd/ l44Nd = 0.5126 и 0.5127, соответственно, 20"РЬ/2""Pb = 17.95 и 17.50; 207Pb/ 204Pb= 15.59 и 15.60 (La/ Sm)„ = 1.1 и 1.8;Zr= 122 и 110; Sr = 228 и 231; Nb = 6 в обоих случаях. Также очень близки содержания в них ТЮ2, К20 и соотношение РЗЭ. В целом можно сказать, что состав магм идентичен (Рис. 6). Это позволяет предположить, что в интервале времени 130-114 млн. лет в восточной части

Гопдеаны существовала обширная (до 2000 км в диаметре) магматическая провинция, в пределах которой продуцировались базальтовые расплавы близкого состава и, судя по изотопным характеристикам, источником их была обогащенная верхняя мантия.

Таким образом, в интервале 130-114 млн. лет Австрало-Антарктическая магматическая провинция, представленная близкими по составу контаминированными траппами, сменяется в пространстве Индо-Австралийской магматической провинцией. Происходит как бы перемещение магматической активности в северо-западном направлении с активным расширением зоны магматизма. Ещё раз отметим, что в первом случае обширный трапповый магматизм не привёл к распаду сопряжённых плит - Австралийской и Антарктической. Во втором случае траппы проявились на окраинах уже расколотых плит по обе стороны образовавшегося океанического бассейна. Отсутствие прямой последовательности траппы - рифтогенез, на наш взгляд, отражает нелинейность геодинамических процессов, с одной стороны, а с другой, заставляет предположить, что в системе струк-турообразование - магматизм ведущую роль играют геодинамические процессы. Они, скорее всего, являются спусковым механизмом, определяющим латеральное передвижение плит и появление последующего магматизма в результате нарушения сплошности литосферы и проявления процессов декомпрессии в мантии.

Прослеживая в дальнейшем процесс формирования Индийского океана, приходится «переместиться» ещё более к северо-западу, где активные геодинамические и магматические процессы концентрируются между йндийско-Мадагаскарской и Африканской плитами. Здесь в Западно-Индийской провинции начиная с середины позднего мела на период 90-85 млн. лет приходится начало раскола между Индией и Мадагаскаром, который сопровождается интенсивным вулканизмом в восточной части Мадагаскара.

Граница мезозоя и кайнозоя знаменуется значительными по объёму излияниями траппов на западном побережье Индии (траппы Декана). В Западно-Индийской провинции, как и в Центральной, траппы проявляются вслед за океаническим рифтингом, а не предопределяют его. Как и в случае с траппами Банбери и Раджмахал, наряду с контаминированными сериями, присутствуют серии базальтов, практически не затронутых контаминацией (траппы Амбемали). Их геохимические характеристики почти по всем параметрам (исключая TiO, = 2.5 и Nb = 11) идентичны составу более ранних траппов. Изотопные отношения неконтаминированных траппов Декана и базальтов Мадагаскара ближе к обеднённой мантии, производящей толеиты СОХ. В них при меньших величинах отношения s'Sr/ sflSr = 0.7043 и 0.7036, соответственно, несколько выше отношение 143Nd/ l4"*Nd = 0.5111 и 0.5129. Траппы Декана отличают и более высокие отношения изотопов свинца (2,К,РЬ/ 204РЬ = 18.10; 207РЬ/ 204РЬ = 15.70), при этом мадагаскарские базальты по этим параметрам ближе к базальтам хребта Девяностого градуса и плато Натуралист (206РЫ 204РЬ = 17.83; 207РЬ/ 204РЬ = 15.52).

В результате всех этих мощных тектоно-магматических процессов сформировались базальтовые континентальные провинции в значительной мере разорванные по времени проявления (190-65 млн. лет) и не менее значительно разобщённые в пространстве. Пространственная и временная разобщённость отражается и в составе траппоидов различных областей, обрамляющих Индийский океан. Например, одновозрастные траппы провинции Феррара и Карру (Лесото) имеют очень близкие геохимические петрохимические характеристики, но резко отличаются по степени контаминации корового материала S7Sr/ 86Sr ~ 0.7116 и 0.7055 соответственно, а также отношением лёгких лантаноидов (La/ Sm)„ = 2.4 и 1.9. Ещё большая разница наблюдается в составах юрских и меловых траппов Южной и Северной Гондваны. Последние имеют обычные для толеитов умеренные содержания ТЮ, (1.58-2.50) и менее магнезиальны ([Mg]= 0.45-0.50),в'то время как юрские платобазальты повсеместно низкотитанистые (0.65-0.95) и магнезиальные - [Mg] = 0.550.57. Заметны различия этих разновозрастных образований по концентрации редких элементов. Меловые траппы по сравнению с юрскими характеризуются большими величинами таких элементов как Sr (217-229 и 140-192); Zr (110-136 и 91-103), Y(35-36 и 21-24), Nb (2-11 и 5) (Рис. 6).

Если учесть, что мощность континентальных плит приблизительно соизмерима, то это значит, что выплавки поступали с одинаковой глубины. Отсюда разница в составах траппов может быть объяснена либо гетерогенным составом производящей эти породы мантии, либо различным механизмом плавления гомогенной по составу мантии под разными областями Гондваны.

Составы траппов Южной Гондваны имеют близкие содержания ТЮ2 и различную магнезиалыюсть, что может быть связано с различной степенью плавления, либо, наоборот, с различным объёмом выпавшего из расплава оливина при кристаллизационной дифференциации высокомагнезиальных расплавов в той или иной трапповой области. В любом случае высокомагнезиальные траппы Южной Гондваны свидетельствуют о пере-гретости расплавов, поступавших в эту часть суперконтинента на начальных этапах его раскола. Более магнезиальные траппы образуются из перегретой на 100-200" С мантии, образующей термальную аномалию, в свою очередь, приводящую к рифтингу литосферы над пей.

Если это так, то перегретые магмы могли образовывать значительные резервуары в континентальной мантии и ассимилировать континентальную кору при последующих внедрениях в верхние слои литосферы. Именно этим объясняется низкое содержание Ti в траппах Южной Гондваны. На наличие процессов контаминации указывают, в первую очередь, очень высокие отношения изотопов Sr (S7Sr/ 86Sr = 0.7116), высокие концентрации таких элементов, как К20 (0.77), Ва (292), Rb (26), по сравнению с меловыми траппами (0.58, 147 и 7 соответственно). Молодые, раннемеловые, траппы Северной Гондваны характеризуются более высокими содержаниями Fe и Ti. Это может быть связано с иным характером плавления и образованием низкотемпературных магм. Такого рода магмы вряд ли могли существенно переплавить и ассимилировать континентальную кору. В целом, рассматривая соотношение между степенью контаминации траппов, их магнезиальностью и возрастом, можно наблюдать прямую связь между этими параметрами (Рис. 7). С уменьшением возраста траппов происходит уменьшение их магнезиальное™ и возрастание содержаний ТЮ2, т.е. магмы становятся менее перегретыми. Эта тенденция напрямую отражает уменьшение степени контаминации коровым материалом, ч то хорошо видно на графике ,43Nd/ 144Nd - S7Sr/ 86Sr.

Более высокие содержания в раннемеловых траппах Sr и Zr можно ещё как-то объяснить явлениями контаминации континентальной коры. Однако низкие концентрации Ва, Rb, Y при низких отношениях 87Sr/ 86Sr свидетельствуют об отсутствии этих процессов в генезисе траппов Северной Гондваны. Единственным объяснением этих петро- и геохимических различий является факт гетерогенности мантии, производящей базальты траппового типа в разных областях Гондваны в различное время. Таким образом, траппы являются производными гетерогенной мантии, степень плавления которой во времени уменьшалась, что привело к появлению низкотемпературных неконтамированных траппов раннего мела.

Sr/«Sr

Рис. 7 Составы разновозрастных траппов Индо-Атлантического сегмента на графиках Ti02 - [Mg], M3Nd/144Nd - 87Sr/86Sr. Цифры у значков - возраст в млн. лет

Граница внешнего проявления гетерогенности нижней мантии проходила через центральные части Австралии и Антарктиды, разделяя в Южной Австралии высокомагнезиальные контаминированные магмы Западной Виктории (190 млн. лет) и базальты провинции Банбери (125 млн. лет),

ОКЕАНИЧЕСКАЯ СТАДИЯ. Начальные этапы образования океанической коры в результате раздвига континентальных плит наблюдаются в западной части океана в Сомалийской и Мозамбикской котловинах и к северо-западу от Австралии (Рис. 5).

В Сомалийской котловине наиболее древней считается аномалия М25 (около 155 млн. лет). Отсюда можно предположить, что в поздней юре начался процесс растяжения и раскол между Мадагаскаром и Африкой с постепенным дрейфом Мадагаскара на юг. Процесс утонения континентальной коры был довольно длительным и продолжался вплоть до начала позднего мела (возможно, закончился раньше), когда произошло окончательное отделение Мадагаскара от сомалийского побережья восточной Африки. В скважине 241, пробуренной к северо-западу от Мадагаскара в 170 милях от побережья Африки, вскрываются глубоководные осадки турона (92 млн. лет).

Южнее, в Мозамбикской котловине, устанавливаются аномалии М16-М4, т. е. спрединг здесь начался и шёл несколько позднее (140-127 млн. лет). В скважине 249, пробуренной в Мозамбикской котловине, базальты перекрываются осадками нижнего мела (122 млн. лет). Возраст базальтов в скважине 248, определённый К-Ar методом, составляет 72 млн. лет (поздний мел). Не исключено, что базальты здесь переслаиваются с осадками, и в этом случае возраст магматического фундамента может быть древнее.

Считается, что морские условия существовали в юго-восточной части Африканской плиты ещё в перми (эвапориты Мадагаскара, Танзании). Морская фауна ранней юры известна на побережье Сомали, Северной Кении, северной части Мадагаскара. Во всей восточной Африке в начале мезозоя существовал шельфовый режим осадконакоп-ления. В юрский период, возможно, это были более глубоководные условия эпиконти-пентального моря. Глубоководное осадкообразование началось не ранее баррема (122 млн. лет по скважине 249). Возраст мезозойских аномалий свидетельствует о том, что растяжение и раскол континентальной коры между Африканской, Индийской и Антарктическими плитами, сопровождавшийся рифтовым магматизмом, имел место в поздней юре - раннем мелу в интервале 156-127 млн. лет.

Начальные этапы спрединга на северо-западе Австралии связаны с проникновением океана Тетис по системе рифтов между Австралией и безымянной плитой к северу от неё (Рис. 5). Этот спрединг не имел отношения к Индийской плите и начался приблизительно 155-145 млн. лет назад в поздней юре. Наиболее древние мезозойские аномалии в абиссальной равнине Арго М25-М22 датируются поздней юрой (155-151 млн. лет). Скважина 261, пробуренная на месте древней зоны спрединга юрского возраста, вскрыла базальты, перекрытые осадками позднего оксфорда - кимериджа (около 150 млн. лет). В скважине 765, расположенной в южной части равнины Арго, базальты перекрыты кремнистыми осадками баррема, а базальты фундамента формировались в интервале 156-140 млн. лет назад. Распад континентальных плит и образование первой океанической коры в юго-восточной части Индийского океана можно, таким образом, отнести к поздней юре, оксфорду. Ось спрединга в дальнейшем продвигалась на юго-запад, и в целом равнина Арго окончательно сформировалась в раннем мелу, 125 млн: лет назад.

Приблизительно 140 млн. лет назад рифтинг продолжился вдоль западного побережья Австралии, как бы надстраивая к югу предыдущую систему рифтов. Эти две системы соединялись в районе плато Эксмут. Спрединг и отделение Индии и Австралии начались около 134 млн. лет назад и фиксируются аномалией Ml 1. В результате этих процессов уже в раннем мелу в западной части Австралии существовал внутренний океанический бассейн шириной 300 км и протяжённостью около 3000 км. Этот спрединг продолжался вплоть до баррема (аномалия МО - 121 млн. лет). В начальные этапы раскола двух континентальных плит скорость спрединга была небольшой - 1.6 см/год.

В конце раннего мела между Индийской и Австрало-Антарктической плитами, по-видимому, существовала узкая полоса океанической коры. В пределах существующего срединного хребта или в непосредственной близости от него формируется крупное вулканическое подня тие Кергелен. Возраст наиболее древних базальтов из центральной части плато составляет 118-114 млн. лет, базальты в скважине 750 перекрываются осадками сеномана (97-91 млн. лет). Учитывая тот факт, что вскрыты самые верхние базальтовые серии, можно предположить, что начальные этапы магматизма, формировавшие плато древнее этого возраста. Считается, что магматизм начался в этом районе с середины раннего мела (130 млн. лет). Диапазон возрастов в целом совпадает с возрастом траппов Раджамахал (117 млн. лет) и провинции Банбери (130 и 123 млн. лет),

Плато Кергелен является одним из наиболее крупных вулканических поднятий, расположенных на океанической коре. Мощность коры в среднем составляет 20-23 км, а объём вулканитов - 17.5 млн. км3. Площадь плато составляет около 1.25 млн. км2. В его пределах наблюдаются три системы неотектонических разломов и грабенов. На севере и юге они имеют северо-западное простирание идентичное простиранию Юго-Восточного Индийского срединного хребта (Австрало-Антарктическое поднятие). В центре плато наблюдаются разломные структуры меридионального простирания, совпадающие с общим простиранием трансформных разломов в северо-восточной части Индийского океана и, в частности, Восточно-Индийского хребта. Вполне возможно, что плато заложи-лось на древнем трансформном разломе и в дальнейшем основная его часть была отсечена от Индийской плиты вновь образованным срединным хребтом.

Плато начало формироваться около 130 млн. лет назад, вблизи активного центра спрединга (Пан-Антарктический рифт). Возраст вулканитов плато вскрытых бурением колеблется в диапазоне 129-100 млн. лет. Наиболее часто встречаются базальты датированные средним альбом около 105 млн. лет, возможно с этим временем связан пик магматической активности. В результате этого процесса была сформирована приподнятая над уровнем океана платообразная структура и последние этапы вулканизма носили суб-аэральный характер. Плато заложилось на субконтинентальной коре, о чём свидетельствует изотопный состав вулканитов в самой южной части структуры вблизи Антарктического побережья (87Sr/ 86Sr = 0.7090). Состав платобазапьтов основания плато заметно варьирует, однако в целом они относятся к обогащенным литофильными элементами толеитам траппоидного типа. Они характеризуются умеренными содержаниями ТЮ2 = 1.46, FeO' = 10.54, К20 = 0.59, Ва= 145, Sr = 226, Zr= 108, Y = 28, Nb = 8, (La/Sm)n = 1.2. Изотопные отношения свидетельствуют о принадлежности расплавов к слегка обогащенной мантии (s'Sr/ 86Sr = 0.7049, M3Nd/ '""Nd = 0.51295, 206РЬ/ 204Pb = 18.15). Наиболее древние осадки, перекрывающие базальты плато, относятся к турону (92-90 млн. лет). Скорее всего, какое-то короткое время (около 10 млн. лет) плато подвергалось эрозии при медленном опускании со скоростью 20 м/млн. лет.

Следующий этап формирования плато связан с активизацией рифта между Австралией и Антарктидой, который протягивался в северо-западном направлении, проходя через северные районы плато. В связи с этой активизацией здесь вновь проявился магматизм, но уже на ограниченной площади. Самые древние вулканиты, вскрытые на архипелаге Кергелен, относятся к среднему эоцену (43-42 млн. лет). Состав базальтовых серий варьирует от толеитов до высокощелочных. Толеитовые серии в значительной мере дифференцированы, на что указывают изменения в трёх основных типах базальтов таких реперных геохимических параметров как [Mg] = 0.60-0.49-0.38, Ti02 = 1.68-2.44-3.53, К20 = 0.39-0.65-1.23, Ва = 110-181-307, Zr = 104-194-328, Nb = 9-17-35. Недифференцированные примитивные толеиты практически идентичны базальтам основания плато. Этот факт свидетельствует о том, что питающие расплавы длительное время (с учётом перерыва) практически не меняли свой состав. Мало того, близкие по возрасту ллатоба-зальты провинций Банбери и Раджмахал имеют почти идентичный состав с вулканитами плато Кергелен. Они отличаются лишь более высокими содержаниями Si02 = 52.05 (против 47.20-50.22 на плато) и Y = 36 (20-28). Изотопные отношения Sr практически идентичны (0.7046 и 0.7049), однако по остальным параметрам они разнятся. Низкие отношения ,43Nd/ ,44Nd = 0.51265 и М6РЬ/ М4РЬ = 17.70 в меловых траппах континентальных окраин могут свидетельствовать об избирательной контаминации корового материала. В этих лавах наряду с умеренными встречаются также повышенные отношения изотопов Sr (0.7070).

В заключении следует ещё раз подчеркнуть, что в середине раннего мела, в интервале времени 130-117 млн. лет на значительной площади юго-восточной части Гондваны проявился специфический магматизм, который затронул как континентальные, так и субокеанические, а в дальнейшем и океанические структуры. Этот магматизм заметно отличался по составу вулканитов от ранее проявленного юрского вулканизма в пределах континентальных областей Австрало-Антарктической плиты. Таким образом, примерно в готериве, 120 млн. лет назад, появились первые признаки будущего Индийского океана в виде узких внутриконтинентальных бассейнов с уже сформировавшейся океанической корой. Скорее всего, эти бассейны напоминали современные рифтовые зоны Красного моря и Аденского залива.

Сведений о характере магматизма в этот начальный период истории крайне мало. Океанические базальты с возрастом более 100 млн. лет обнаружены в скважинах 249, 257, 259-261, 765, на станции DR-06 в южной части плато Кергелен и на плато Натуралист (станция Е-12, скважина 264). Океанические базальты, образовавшиеся в рассматриваемый интервал времени, в отличие от континентальных характеризуются более широким диапазоном составов. Они образуют непрерывно дифференцированный ряд по магнезиальное™ и титану, что отражает, скорее всего, различную динамику рифтовых систем древних срединно-океанических хребтов на различных пространственных и временных отрезках. Например, базальты скв. 249 из Мозамбикской котловины (122 млн. лет) и скв. 257 из Пертской котловины (106 млн. лет) близки по содержанию в них ТЮ2 (0.75 и 0.91) и магнезиальное™ (0.59 и 0.64 соответственно). Они дифференцированны по Rb (3.5-10), Ва (5.5-62.0), Y (34-64) при относительно стабильном содержании Sr (84107); для них характерны также крайне низкие концентрации лёгких РЗЭ и отношений изотопов Sr (0.7036-0.7045). Однако от современных толеитовых базальтов Красного моря, отражающих близкую к древним рифтам структурно-тектоническую обстановку, толеиты начальных этапов океанического рифтогенеза отличаются более высокими концентрациями К20, Rb, Y, меньшими - Ва и имеют с ними приблизительно одинаковые концентрации Zr и Sr. Они различаются также по характеру распределения лёгких РЗЭ. Древние толеиты более обеднены этими элементами по сравнению с красноморскими аналогами; отношение изотопов Sr в них выше (0.7041), чем в красноморских базальтах (0.7036).

В период существования верхнемеловой зоны спокойного магнитного поля (папео-магнитные аномалии М0-С34 120-85 млн. лет) произошла существенная реорганизация системы спрединга в Индийском океане. Отмерли оси спрединга' в котловинах Перт-Арго к северу и западу от Австралии. Отмерла мезозойская система спрединга у побережья Антарктиды и в Мозамбикском проливе. Вместе с тем в конце этого периода (90-85 млн. лет) происходит активизация тектоно-магматической деятельности, как на западе, так и на востоке океана. Начинается раскол между Индией и Мадагаскаром, сопровождающийся интенсивным вулканизмом в восточной части Мадагаскара и спредингом в Мозамбикской котловине.

На юге-востоке появляются первые признаки раскола между Австралией и Антарктидой. По сейсмическим данным, установившим границу континентального склона и океанической коры, возраст последней составляет около 125 млн. лет (баррем). Наиболее древняя океаническая кора в этой области перекрыта несколькими сотнями метров осадков, поэтому по магнитометрическим данным возраст определён лишь 95 млн. лет (сеноман). Если интерпретация геофизических данных верна, то активный платобазальто-вый магматизм был по времени практически синхронен начальным этапам спрединга и проявился позднее процесса континентального рифтогенеза.

В этот же период заложились оси спрединга Кокосового хребта, Центрально-Индийского и Западно-Иидийского срединных хребтов. В Западно-Австралийской котловине на от дельных участках дна (скважины 212, 95 млн. лет; 256, 98 млн. лет) проявляется внутриплитный магматизм. Возможно, что здесь на стадии затухания ещё продолжался первичный рифтинг, начавшийся 150-130 млн. лет назад в юре - неокоме. В таком случае не исключено, что вулканиты скважины 212 принадлежат этим последним этапам первичного рифтинга в Индийском океане.

Раздвиг в области Прото-Аравийско-Индийского хребта приводит к скучиванию океанической коры между хребтом и Мадагаскарской плитой. В результате этого образуется очень сложная структура - Амирантский хребет, сложенный типичными абиссальными океаническими толеитами (Рис. 6). Их возраст относится к середине позднего мела - 82 млн. лег. В пределах Аравийско-Индийского хребта (скважины 236s 239, 707) формируются преимущественно океанические толеиты, часть базальтов представлена подщелочными разновидностями (скв. 248).

В интервале палеомагнитных аномалий С34-С28 (85-63 млн. лет) наблюдается постепенное затухание процесса спрединга в Мозамбикской котловине, Происходит дальнейшее формирование Аравийско-Индийского хребта с отделением Индии и Сейшельского блока. Возможно как результат этих преобразований в пределах Индо-Австралийской провинции 83-82 млн. лет назад появляются более мелкие вулканические поднятия, формировавшиеся на стыке рифтовых зон и трансформных разломов. .К ним относятся поднятия Афанасия Никитина, пространственно совмещенного с разломом Индира и Восточно-Индийский (90°) хребет.

Поднятие Афанасия Никитина расположено на Индийской плите. Возраст пород по палеонтологическим данным соответствует концу мела - началу палеоцена (70-65 млн. лет). По палеомагнитным данным поднятие могло заложиться на океанической коре с возрастом 90-80 млн. лет. Поднятие представляет собой платообразный блок, в северной части которого возвышается стратовулканическая постройка (гора Афанасия Никитина). Структура в миниатюре очень похожа на плато Кергелен. На поднятии чётко выделяются две фазы магматизма (Сборщиков, Кашинцев и др., 1991; Кашинцев и др., 1992). В первую фазу формируется обширное плато, породы которого представлены плагиокла-зовыми базальтами, по составу близкими транпоидам. Вторая фаза магматизма связана с формированием подводного вулкана, сложенного последовательно дифференцированной серией вулканитов от плагиоклаз-оливиновых субщелочных базальтов до трахитов. Толеитовые базальты основания плато по всем геохимическим характеристикам идентичны платобазальтам меловых траппов Банбери и Раджмахал, а также основания плато Кергелен (ТЮ2 = 1.83, FeO'= 10.54, [Mg] - 0.46, К20 = 0.69, Ва = 121, Sr = 218, Zr = 122, Y = 37, Nb = 9, (La/ Sm)„ =1.1 (Рис. 6). Однако некоторые изотопные отношения этих базальтов заметно отличаются от платобазальтов трапповых провинций. Во-первых, базальты поднятия Афанасия Никитина имеют большие отношения 87Sr/ ^Sr = 0.7058 и 206РЫ ЖНРЬ = 18.43 при меньших величинах I4JNd/ l44Nd = 0.53235. При этом отношения 207РЬ/ 2<|4РЬ = 15.61, 208РЬ/ ^РЬ = 38.34 практически те же, что в траппах. Такое соотношение изотопных величин свидетельствует о частичной контаминации расплавов фрагментами континентальной коры и, в частности, гранулитами (Борисова, 1997).

Не менее интересной структурой является Восточно-Индийский хребет (хребет 90°). Его генезис дискутируется уже много лет (Кашинцев, Рудник, 1977; Кашинцев, 1981; Кашинцев и др., 2000; Кашинцев, 2001). Это действительно уникальная структура, представляющая собой линейное поднятие океанического дна, протягивающееся почти на 5000 км в восточной части океана.

Наиболее древние магматиты на хребте, вскрытые в его северной части скважиной 758, датируются ранним кампаном (82 млн. лет). Согласно имеющимся реконструкциям, скважина расположена в 780 км севернее зоны палеоспрединга (аномалия С28), т. е. базальты этой части хребта изливались на поверхность уже сформировавшегося океанского дна.

Хребет входит в субпараллельную систему линейных протяжённых разломов, имеющих место в восточной части Индийского океана (разломы Индира, Индрани, разлом 85°, Инвеегигейтор). В пределах хребта отсутствуют крупные вулканические подводные горы, и его поверхность почти на всём протяжении имеет относительно выровненный характер. Хребет сложен различного рода базальтами (Кашинцев, 1973; Kashin-sev Rudnic, 1976), а вдоль его восточного крутого склона в разломе обнаружены много численные выходы милонитизированных интрузивных магматитов основного и ультраосновного состава в ассоциации с метаморфитами эпидот-амфиболитовой фации глубинности (Кашинцев и др., 1979). Имеющийся аналитический материал по базальтам хребта свидетельствует о том, что магматиты по различным геохимическим параметрам отличаются от типичных островных базальтов, формирующих островные вулканические цепи под воздействием «горячей точки».

Анализ геохимических особенностей базальтов хребта позволяет выделить три основные группы этих пород. Среди вулканитов преобладают базальты, присущие срединно-океаническим хребтам. Ограниченный объём занимают платобазальты, сходные с траппами континентальных областей. Среди океанических толеитов выделяются две группы базальтов - толеиты нормального типа и ферротолеиты (Кашинцев, 2001). Толеиты тралпоидного типа изливались в пределах хребта в интервале времени 77-64 млн. лег. В этом же интервале проявлен континентальный магматизм на юге Мадагаскара (8373 млн. лег) и западном побережье Индии (Деканские траппы, 65 млн. лег).

Состав платобазальтов хре&га по многим геохимическим параметрам близок к траппам Декана (ТЮ2 = 1.98 и 2.35, соответственно; FeO'= 12.10 и 12.75; К20 = 0.88 и 0.39; Sr = 177 и 225; Zr = 131 и 147; Ва= 163 и 135; Nb = 10 и 12; Y = 31 и 36; (La/ Sm)„ = 2.2 и 2.0. Отношение 87 Sr/ ^Sr в базальтах хребта имеет промежуточное значение (0.7055) между неконтаминированными (серия Амбемали, 0.7043) и контаминированными (0.7068) сериями Деканских траппов.

В целом можно заключить, что проявление магматизма в приконтинентальных областях могут затрагивать и океанические структуры. В связи с этим Восточно-Индийский хребет представляется долшживущим глубинным, магматически активным трансформным разломом планетарного масштаба. Скорее всего он в этом виде существовал на самых ранних этапах раскрытия Индийского океана и был непосредственно связан с древней рифтовой системой.

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ. На примере Индийского океана видно, что существующая при расколе континентальных плит последовательная смена во времени траппов на океанические базальты рифтов, а затем и вулканические поднятия в их пределах, не всегда выдерживается. Выделенные в пространстве и времени магматические провинции (Кашинцев, Шрейдер, 1999) характеризуются присутствием всех трёх структурпых типов магматизма, однако их смена во времени нарушена. Только в западной части Гондваны в Африкано-Антактической провинции эта последовательность сохраняется (траппы Карру - рифтогенез - поднятие Конрад). Но и в этом случае начальные этапы рифтогенёза проявились значительно севернее области непосредственного проявления траппов.

В трёх других крупных провинциях рифтогенез либо опережает появление траппо-вых серий (Декан, Раджмахал, Банбери), либо проявляется со значительным временным отрывом (юрские траппы Австралии и Антактиды - Австрало - Антарктическое поднятие). Указанные отклонения от общей направленности: континентальный магматизм -океанический рифтогенез связаны с нелинейностью геодинамических процессов,, изменивших поступательный ход магматических событий. Наряду с этим, на наш взгляд, определённую роль играют и такие специфические факторы как: различная глубина корней континентов, состав глубинных пород, реологические свойства последних, наличие древних зон проницаемости и другие, проявляющиеся в их случайном сочетании.

При этом следует отметить, что временные рамки формирования магматических провинций довольно широкие, так что процессы их образования на континентах и океанах идут параллельно. Например, океанический рифтогенез в Мозамбикской котловине на западе (скв. 249, 122 млн. лет) происходит практически одновременно с началом трампового магматизма на востоке (Австралия, базальты Банбери, 130-123 млн. лет). Другими словами, в формировании коры океана нет прямой последовательности. Его различные структурные области образуются в одно и то же время при различных типах структурообразования и: магматизма, что исключает представление о единонаправлен-ном линейном ходе океаногенеза.