Толеитовый магматизм Индо-Атлантического сегмента Земли

Сущевская, Надежда Михайловна

Бесплатный автореферат и диссертация по наукам о земле на тему
Толеитовый магматизм Индо-Атлантического сегмента Земли
ВАК РФ 25.00.09, Геохимия, геохимические методы поисков полезных ископаемых

Автореферат диссертации по теме "Толеитовый магматизм Индо-Атлантического сегмента Земли"

На правах рукописи

Сущевская Надежда Михайловна

Толеитовый магматизм Индо-Атлантического

сегмента Земли

Специальность. 25.00 09 — геохимия, геохимические методы поисков полезных ископаемых

АВТОРЕФЕРАТ диссертации на соискание ученой степени доктора геолого-минералогических наук

Москва 2007

003070306

Работа выполнена в Институте геохимии и аналитической химии им. В.И. Вернадского РАН

Официальные оппоненты:

Доктор геол.-мин. наук, профессор A.A. Ярошевский Доктор геол -мин. наук, ведущий науч. сотр. Е В. Шарков Доктор геол.-мин. наук, зав. лаб. А.О. Мазарович

Ведущая организация: Институт океанологии им. П.П. Ширшова РАН

Защита состоится 25 мая 2007 года в 11— часов на заседании диссертационного совета Д 002. 109.02 при Институте геохимии и аналитической химии им. В.И. Вернадского РАН по адресу 119991, Москва, ГСП-1, В-334, ул. Косыгина 19 E-mail dissovetal@geokhi.ru

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке ГЕОХИ РАН

Автореферат разослан 25 апреля 2007г.

Ученый секретарь Совета кандидат геол.-мин. наук

ВВЕДЕНИЕ

Актуальность работы Образованные в единой системе спрединговых хребтов Мирового океана базальты покрывают около 2/3 поверхности Земли и образуют глобальную тспеитовую провинцию магматизма Земли Несмотря на пристальное изучение в течение последних десятилетий магматизма океанов, эта проблема до сих пор наиболее актуальна поскольку затрагивает процесс эвотюции мантии Земли с момента ее зарождения Количественная оценка физико-химических параметров формирования магм, выявление причин образования геохимической гетерогенности толеитов в предстах отдельных районов спрединговых зон и определение взаимосвязи составов магм и геодинамического режима развития Срединно-Океанических хребтов (СОХ) -являются главными актуальными задачами, решение которых позволит понять процесс формирования внешних мантийных оболочек Земли

Главная цель диссертационной работы - установчение усчовий генерации магм в различных об частях медченно-спрединговых зон океанов Существование медленно-спрединговых хребтов представляет специфическую особенность Индо-Аттантического сегмента Земли Асимметрия Земли и ее разделение на Индо-Атлантический и Тихоокеанский сегменты с сосредоточением континентов в первом и океана - в другом ' отражают наиболее дайтетаную и масштабную геодинамическую неоднородность планета' [Пущаровский, 1997, Лобковский и др, 2004 и др] Эта асимметрия прослеживается и при сравнении гчубинного строения сегментов [Пущаровский, 2000, Руженцев и др 1999]

Основными задачами работы являются 1 — котчествепная оценка условий фракционирования родоначальник магм в пределах спрединговых зон Индийского и Ат1антического океанов, 2 — опредечение петрогенетических и геохимических особенностей толеитовых магм в отдельных тектонических провинциях хребтов, 3 — выяв1ение связи между геохимическими и структурными неоднородностями океанической литосферы в процессе ее эволюции

Настоящее исследование главным образом, основано на анализе толеитовых расплавов застывших на поверхностях изливающихся лавовых потоков Именно в закалочных стеклах запечатлены все вариации изменения составов расплавов с момента их зарождения в мантии и дальнейшей эволюции до их излияния на дно Для решения поставленных задач проводилось

Изучение пространственно-временной изменчивости магматизма в предетах спрединговых зон Индийского и Атлантического океанов

Оценка родоначальных составов расплавов, наиболее типичных для изучаемых провинций

Определение физико-химических параметров кристаллизации родоначальных расплавов до момента их излияния в рифтовых долинах

Выявгение геохимической специфики расплавов, изливающихся в различных тектонических провинциях Индо-Атлантического сегмента Земли и обсуждение причин ее появпения

Рис 1 Районы отбора изученных образцов

порученных при непосредственном участии автора (прямоугольники), и предоставченных ночлегами (овалы) Указаны направления движения и скорости спрединга плит по [Дубинин и др, 1999]

Личный вктад

В основе работы лежат результаты петро-геохимических исследований базальтов Индийского и Атлантического океанов, проводимых автором в течение 30 лет работы в ГЕОХИ РАН При непосредственном участии автора планировались районы геологических работ в Атлантике и осуществлялись драпировки в рейсах НИС 20-го «Курчатов»— 1975г, 7-го «Профессор Штокман»—1983г, 2-го «Борис Петров», 7 и П-го «Академик Николай Страхов», «Геленджик» — 1996, «Профессор Логачев»—2000, в результате которых была собрана коллекция стекол, дополненная стеклами из рейсов

российских и украинских судов, предоставленных автору коллегами, она составила около 600 образцов, поднятых с более, чем 100 станций (рис 1) На основе собственных и литературных данных по составам закточных стекол была создана база данных насчитывающая несколько тысяч анализов

Типизация составов стеко1 Атчантики и Индийского океан проведенная с применением кчастерного анализа для отдельных тектонических сегментов и провинций СОХ, позволила выделить в их пределах петрологические провинции отличающиеся распространением магм, образованных из различных родоначальных расплавов Физико-химические условия выпчавчения и дифференциации маг\1 были оценены с помощью метода математического моделирования фракционной кристаллизации (программа КОМАГМАТ) и сопоставления с экспериментальными данными Определение геохимических характеристик стекот, включающее содержания 23 литофильных элементов и изотопные отношения Бг, РЬ и N(1, позволило выявить главные особенности магм в пределах выделенных петрологогических провинций Сопоставчение пространственно-временной изменчивости точеитовых магм с тектонической эвочюцией Индийского и Атчантического океанов уточнило геодинамическое развитие данных океанов Научная новизна работы заключается в следующем

♦ Получены новые петролого-геохимические данные по срединным хребтам Атлантического и Индийского океанов, определены петрологические и геохимические провинции в пределах медленно-спрединговых хребтов, оценены условия генерации толеитовых магм

♦ Проведено петролого-геохимическое сравнение толеитового магматизма Индийского и Атлантического океанов

♦ Охарактеризован особый тип толеитов (ТЧа-ТОР), отличающийся пониженными содержаниями Ре, повышенными содержаниями - 81 и связанный с наименьшей глубиной и степенью выплавления Толеиты №-типа приурочены к зонам на стыке крупных провинций южная часть Приэкваториальной провинции,' зона Австрало-Антарктического Несогласия, образованная на стыке рифтовых зон Индийского и Тихого океана, хребты Книпович, Гаккель, новообразованная спрединговая зона Юго-Западного Индийского хребта в районе тройного сочленения Родригос

♦ Выделена Полярная петрологическая провинция (включающая хребты Копбенсей, Мона, Книпович), северная часть которой характеризуется развитием магм малоглубинного типа ОР

♦ Установлена петрологическая и геохимическая неоднородность толеитового магматизма внутри отдельных тектонических провинций Атлантического океана которая развивается на фоне обедненного некогерентными элементами океанического магматизма (составляющего около 75% всех современных толеитов в САХ и около 90% толеитов Индийских СОХ)

♦ Выявлены геохимические аномалии в пределах относительно «разогретой» северной и более «холодной» полярной провинций Атлантики По изотопным системам — 143Ш/144Ш, 206РЬ/204РЬ 208РЬ/204РЬ,875г/868г показано, что они образуются с примесью обогащенного компонента, проявленному в лавах о Ян-Майен и в третичных магмах Западной Гренландии, где этот компонент связан с «континентальным заражением» тюмовых магм в ходе развития Северо-Атлантического плюма

♦ На основании изучения базальтов Центральной котловины и Восточно-Индийского хребта показано распространение обогащенных несовместимыми элементами толеитов в восточной части Индийского океана, связанных с влиянием плюма Кергелен

♦ В пределах Южного океана уточнено существование двух геохимических провинций связанных с различных режимом раскрытия Гондваны в ее западной и восточной части Точько в восточной части Юго-Западного Индийского хребта (в районах Тройного сочленения Родригос и района 39-41° в д Юго-Западного Индийского хребта) обнаружены толеиты, имеющие низкие 206РЬ/204РЬ и высокие 87Бг/868г (ЕМ-1), несущие в себе признаки обогащенного компонента, проявленного также в древних плато Афанасия Никитина, Кергелен и др Этот факт может отражать участие в процессе плавления блоков метасоматизированной более древней мантии Аномалии западного окончания хребта (вблизи Тройного сочленения Буве) и южной Атлантики характеризуются повышенными значениями радиогенных изотопов РЬ, вг и пониженными значениями N(1 и близки по этим параметрам к четвертичным магмам Антарктиды, что подчеркивает существование общего обогащенного источника для всей провинции вокруг западной Антарктиды

♦ На основании установпенных петролого-геохимических особенностей магматизма в разчичных провинциях спрсдинговых зон Индо-Атлантического сегмента Земли показано, что специфика геодинамического режима развития провинций с ранних этапов раскрытия является определяющим фактором, контролирующим режим выплавления контаминацию и фракционирование магм

Практическое значение Примененные методы и результаты комплексного петролого-геохимического изучения океанических толеитов позволяют решать фундаментальн)ю проблему геологии - образование гюбачьных неоднородностей в мантийных резервуарах Зети Данное исследование толеитового магматизма, в результате которого были

установлены тектоно-магматические провинции в Индо-Атлантическом сегменте Земш могут быть в дальнейшем использованы при расшифровке дологической эвочюции Мирового океана

Структура работы

Работа состоит из введения, 5 глав и заключения Глава I (Методы анализа и интерпретации данных) посвящена использованным в работе методам анализа и интерпретации петрохимических данных В главе II (Современные модели и гипотезы формирования первичных расплавов в условиях спрединговых зон) обсуйедаются современные модели и гипотезы формирования первичных расплавов в спрединговых зонах срединно-океанических хребтов и дается оценка родоначальных расплавов, генерирующихся в условиях спрединговых зон океанов Глава III (Магматизм Аттантического океана) посвящена выделению тектоно-магматических провинций Срединно-Атлантического хребта, оценке условий кристаллизации магм в их пределах и геохимическим особенностям тотеитового магматизма отдельных провинций САХ, а также вопросам связи геодинамики и генезиса толеитов в провинциях САХ В Главе IV, посвященной магматизму Индийского океана, разобран генезис, геохимические особенности толеитового магматизма современных и древних спрединговых зон Индийского океана и показана эволюция рифтового магматизма Индийского океана В главе V (Особенности рифтового магматизма - как отражение региональной геодинамики) выявлены причины геохимической гетерогенности толеитового магматизма и оценено вчияние плюмового магматизма на магматизм спрединговых зон Материал изложен на 250 стр текста, проиллюстрирован 85 рисунками и содержит припожение из 5 таблиц Список литературы включает 350 ссылок

Автор выражает благодарность [Л В Дмитриеву!, под чьи руководством было начато данное исследование, а также А В Соболеву, чей интерес к данной работе и творческий контакт стичушровал более углубленное изучение проблемы толеитовых расплавов Ботьшую признательность автор выражает Т И Цехоне и Б В Беляцкому за плодотворную работу над совместным решением задач, посвященных магматизму океанов Автор искренне признателен своим колтегам Е Г Мирлину, Е П Дубинину, В С Каменецкому, Г Б Удинцеву, Э Бонатти, В В Никулину, А А Пейве Г Л Летченкову, А А Арискину, Г А Черкашову, Г С Закариадзе, Е М Михальскому, С А Силантьеву, Н Н Кононковой, с которыми был выполен ряд совместных исследований Большое значение дтя данной работы имели научные контакты и дискуссии с Б А Базылевым, Б П

Золоторевым А А Кадиком, Л Н Когарко, О А Луканиным, М В Портнягиным, А Я Шараскиным, А А Ярошевским В М Ряховскич

Данная работа была бы не выполнима без финансовой поддержки фонда РФФИ, которому автор выражает большую благодарность

I Методы аналнза и интерпретации данных

Составы стекол и минеральных фаз определялись методом электронно-зондового анализа на микроанализаторе CAMEBAX-Microbeam фирмы САМЕСА (ЦАЛ ГЕОХИ, аналитик Коненкова Н Н) Относительная погрешность составляла около 2% для элементов с содержанием более 5%, и не более 10% - для элементов, содержание которых ниже 1% Количество индивидуальных анализов стекол составило около 600, а минералов - около 250

Для установления геохимических особенностей концентрации Ва, Th, Nb, La, Се, Sr,

Nd Sm, Zr, Be, Eu, Ti, Dy, Y, Er, Yb, Li и НгО в стеклах были определены методом вторичной ионной масс-спектрометрии на масс-спектрометре САМЕСА ImS-4F в институте Микроэлектроники РАН (Ярославль, аналитик С А Симакин) с использованием в качестве стандарта базальтовое стекло (30-2), ранее изученное несколькими методами Относительная погрешность находится в пределах 20% для концентраций более 0,01 ррш [Соболев, 1996] Содержания редких элементов в стеклах анализировались так же методом Ar-F лазерного возбуждения - ICP-MS в Канберре (Research School of Science, Australian National University, аналитик Каменецкий В С) Калибровка проводилась с использованием стандарта NIST612 и 43Са в качестве внутреннего стандарта Точность метода (2с) составляла < 2% для Ti, Sr и Ва, 2-5% -для Sc, V, Y, Zr, Nb, La и Се, 5-10% для Ga, Rb, Eu, Gd, Er, Yb, Hf, Та и Th, 10-15% - для Sm, Lu, Pb и U J Общее количество проанализированных на литофильные элементы стекол составило более 200 анализов Изотопный состав Pb, Sr, Nd стекол, базальтов и минералов был измерен в лаборатории геохимии изотопов в ИГГД РАН (Санкт-Петербург) на многоканальном твердофазовом масс-спектрометре Finnigan МАТ-261 (аналитик Беляцкий Б В ) в статистическом режиме регистрации ионных токов изотопов исследованных элементов Величина ошибки анализа изотопного состава, оцененная на основе повторных измерений стандарта, - ±0,03% amu ', для индивидуальных анализов Pb составила ±0,006 - 0,008% Выделение Sm, Nd, Sr и Rb для изотопного анализа проводилось с использованием стандартной методики ионнообменного и хроматографического разделения элементов Погрешности

определения концентраций Rb, Sr, Sm, Nd - 0,5%, 147Sm/'44Nd, 87Rb/86Sr - 0 3% погрешности измерения изотопного состава Sr и Nd не превышают 0,005% При изучении многомерной геологической информации необходимым условием становится применение методов математического анализа данных В данном исследовании статистическая обработка данных включала применение кластерного и дискриминационного анализа Методы классификации базальтов, широко использоваемые настоящее время, основаны на соотношениях литофильных элементов (классификация Пирса) [Peirse et al, 1989], факторном анализе базальтов с учетом и петрологических и геохимических методов [Голубева, 2004] кластерном анализе [Ярошевский, Цехоня, 1992 Абрамов и др , 1985, Дмитриев и др, 1999] и др Специфика приминения кластерного анализа данной работы была в его применении для типизации составов стекол в пределах отдечьных тектонических провинций или сегментов и в дальнейшем сравнении их между собой Это дало возможность выявить главные и специфические черты развития магматизма данной области [Сущевская и др,1992, 1996, 1998, 2000, Сущевская, Цехоня, 1992, 1994, Цехоня, Сущевская, 1995] Выборки состояли из разного количества от десятков до тысяч анализов стекол

Преимущества применения кластерного анализа заключаются в многомерности классифицируемых выборок (по нескольким компонентам) и выявчении связей различных типов на основании сравнения усредненных данных по объектам Метод многомерного кластерного анализа, основанный на процедуре Уорда [Ward et al, 1963] разработан на кафедре геохимии геологического факультета МГУ и успешно применен для классификации выборок химических составов для различных магматических объектов [Ярошевский и др ,1980, Ярошевский, Цехоня, 1986, Абрамов и др , 1985, Ряховский и др 2003] Процедура пошаговой классификации выборки стекол состояла в постедовате льном объединении точек, при этом каждый шаг характеризуется минимальным приращением среднего геохимического расстояния в расчетных группах Под геохимическим расстоянием понимается в эвклидовой метрике корень квадратный из суммы квадратов разностей содержаний элементов (которые могут отличаться на порядок), нормированных по их дисперсии во всей выборке [Ярошевский, 2004] Это необходимо, чтобы привести значения содержаний эчементов к единому масштабу и считать их вклад более или менее одинаковым Кластерный анализ проводится по 10 или 8 основным компонентам (Si02 Т1О2, А1203, FeO(total), MgO, СаО, Ыа20, КгО) Содержания МпО и РгО, иногда не были использованы из-за неполноты выборки данных по этим элементам Объединение составов стекол в кластерй-группы проводилось на

основании анализа дендрограммы и сопоставления этих данных с полями единичных составов стекол на различных вариационных диаграммах.

Проведенная работа по сравнению кластеров стекол и афировых базальтов для определенного района (Восточно-Индийский хребет) показала их идентичность [Сущевская и лр.,1996], что позволило использовать стекла для выявления общей структуры магматизма районов.

Средние составы кластерных групп представляли собой «свернутую» информацию, позволяющую судить, с одной стороны, о разнообразии пород объекта (чаще всего сегмента хребта), с другой оценить средние условия кристаллизации пород выявленных трупп, путем сопоставления их с составами модельных фракций ро до начальных расплавов. Среднее относительное стандартное отклонение в пределах кластера для каждого элемента не превышало 5% [Цехоня, Сущевская, 1995]. На pic. 2 (левый график) показаны корреляционные зависимости составов стекол Южной Атлантики в координатах KdgO-элемент (AbOi. Si03), которые обусловлены изменением их концентраций в ходе

и и я

I 15 s

6 1 3 9 ¡в I I MgO, v ;> г с. " о

i я

7 в Ч 10 11 12 MgO, млес.%

Рис. 2. Положение составов средних по выделенным кластерным группам стекол для района южной Атлантики (правый график) и отдельных составов стекол, входящих в данные кластерные группы Щехоня, Сущевская, 1995/,

Значки показывают отдельные группы стекал, которым соответствуют кластерные группы Линии фракционирования исходного растапа ТОР-2 при' .-'л давлениях рассчитаны по [Арискин и др.. 1991]

дифференциации Проведенная типизация по составам более 200 стекол привета к 7 устойчивым средним типам составов, объединяющих индивидуальные анализы (правый рисунок) Видно, что эти кластеры, в первую очередь, отличает степень кристаллизации расплавов в ходе которой повышается концентрация кремния и понижается содержание глинозема Совмещение данных составов с линиями кристаллизации, полученных расчетными методами, исходных Проведенная работа по сравнению кластеров стекот и афировых базальтов для определенного района (Восточно-Индийский хребет) показала их идентичность [Сущевская и др ,1996], что позволило использовать стекла для выявления общей структуры магматизма районов

Средние составы кластерных групп представляли собой «свернутую» информацию, позвотяющую судить, с одной стороны, о разнообразии пород объекта (чаще всего сегмента хребта), с другой - оценить средние условия кристаллизации пород выявленных групп, путем сопоставления их с составами модельных фракций родоначальных расплавов Среднее относительное стандартное отклонение в пределах кластера для каждого этемента не превышало 5% [Цехоня, Сущевская, 1995] На рис 2 (левый график) показаны корреляционные зависимости составов стекол Южной Атлантики в координатах ^О-элемент (А1;Оз, 8Юг), которые обусловлены изменением их концентраций в ходе составов Проведенная типизация по составам более 200 стекол привела к 7 устойчивым средним типам составов, объединяющих индивидуальные анализы (правый рисунок) Видно, что эти кластеры, в первую очередь, отличает степень кристаллизации расплавов, в ходе которой повышается концентрация кремния и понижается содержание глинозема Совмещение данных составов с линиями кристаллизации, полученных расчетными методами, исходных или первичных расплавов дает основание дтя оценки гтавных параметров фракционирования (Р,Т, степени кристаллизации, составов и соотношения кристаллизующихся фаз), а также показывает возможную взаимосвязь различных типов средних составов в ходе процесса фракционной кристаллизации в условиях промежуточных очагов Последнее хорошо видно на графиках, когда пять выделенных кластеров тола гея на линии фракционирования при давлении 4 кбар

Для проверки правильности гипотезы разделения двух групп стекот (ТОР-1 и ТОР-2), ранее выделенных в предетах Атлантики (ТОР-1 и ТОР-2) [Дмитриев и др, 1978] и для математизации способа их разделения была высчитана линейная дискриминантная функция по методу Крамбейна и Грейбилла [Крамбейн и Грейбилл Статистические методы в геологии 1969] Первая группа (106 ан ) объединяла данные по стеклам севернее 35° сш, вторая (181 ан) включала стекла центральной Атлантики Высчитанная дискриминантная функция И, представляющая собой гиперплоскость в 8-ми мерном

пространстве признаков, имела различные коэффициенты для отдельных элементов и была равна значению 258, 09 Больше 258,09 - тип ТОР-2, меньше - ТОР-1 D = 16,53 Na20 + 16,19 ТЮ2 + 3,114 Si02 + 2,93 MgO + 1,45 CaO + 0,92 AljOj - 32,94 K20 - 1,46 FeO [Сущевская и др, 1983] Рассчитанные значения D для отдельных стекол показывают, насколько данный состав стекла отличен от пограничных значений, а коэффициенты отражают долю участия каждого элемента в дискриминанте Можно отметить большую роль таких элементов, как Na20, Т1О2, К20

Значение D имеет значимую корреляцию со значениями Nag, Feg и, Sie, [Klem.Langmuir 1987] (содержаниями элементов, рассчитанных по тренду их корреляции с MgO на 8% MgO) Полученное формализованное разделение дискретных составов стекол подразумевает две области (провинции) составов, распространенных к северу и к югу от 33° с ш САХ В пределах этих типов составов могут содержаться различные группы расплавов, отличающихся степенью дифференцированности и геохимического обогащения Иногда в некоторых районах (например, вблизи границы смены провинций) могут образовываться расплавы, представляющие собой смесь расплавов ТОР-1 и ТОР-2 что необходимо учитывать при работе со стеклами определенных районов Количественная оценка условий фракционирования расплавов для различных областей СОХ и оценка родоначальных расплавов была проведена с применением разработанных методик расчета по программе КОМАГМАТ [Арискин и др, 1991] По этой программе оценивались также температурный интервал, пропорции и составы кристаллизующихся фаз, которые сопоставлялись с реальными составами и соотношениями сосуществующих минералов Точность расчетов составляет для давления - 1-2 кбар и температуры - около 10° Для отдельных выборок была проведена оценка составов родоначальных расплавов с использованием тренда обратной дифференциации составов наиболее магнезиальных стекол до расплава, могущего быть в равновесии с мантийным отивином (F090-91) по расчетной модели КОМАГМАТ

II Современные модели и гипотезы формирования первичных расплавов в условиях спрединговых зон

Изверженная океаническая кора, состоящая из базальтов MORB (в русском переводе -толеитов океанских рифтов, ТОР - термин JIB Дмитриева), лайкового комплекса и нижележащих габбро образуется в ходе декомпрессионного плавления океанской мантии в зонах спрединга В условиях медленно-спредикговых зон процесс плавления мантии развивается пучъсапкоино с интервалом в 3-4 млн лет [Bonatti ei а!, 2003]

Области пониженных скоростей под Восточно-Тихоокенским поднятием установленные по данным S-волн на глубинах от 150-200 км до 30 км, идентифицируются как зоны частичного плавления мантии При этом лишь незначительная часть обнаруживается в глубинных частях мантии, а большая часть расплавов сфокусирована на глубинах около 30 км [данные сейсмического проекта MELT, Forsyth et al, 2000] Этот уровень отделения расплавов может быть типичен для большей части хребтов Мирового океана, как для быстро- так и для медленно-спрединговых, рифтов, поскольку, как было показано, родоначальные расплавы для большинства провинций СОХ близки между собой [Сущевская, Цехоня 1992, Sushchevskaya et al, 1996]

Работы последних десятилетий по плавлению природных и синтетических гипербазитов [Bender et al, 1978, Jaques H, Green, 1980, Atsushi et al, 1994, Yang et al ,1996, Bertka and Holloway, 1994, Falloon, Green, 1987, Failoon et al 1988, Robinson et al ,1998, Takahashi, Kushiro ,1983, Baker et al ,1995, Presnall et al, 2002] выявили источник и параметры плавления океанических толеитов А теоретические модели, рассчитанные с учетом зависимости известных коэффициентов распределения элементов (включая и редкие) от температуры и давления [Yang et al, 1996 Niu , Batiza, 1991, Maaloe and Aoki ,1977, Sobolev, Shumzu, 1993, Базылев , 1995, Соболев, 1996,1997, Lundstiom et al 2000, Niu et al, 2001, Niu , 2004, Klein and Langmuir , 1987,1989, Kinzler and Grove , 1992 и др ], подтвердили, что источником для появления большинства первичных толеитовых расплавов служит вещество, отвечающее по составу океанскому лерцолиту, плавление которого происходит в сухих условиях, а выплавляющиеся из него расплавы варьируют по составу в зависимости от глубины и температуры При этом наиболее реальный интервал генерации расплавов это 5-16 кбар, с изменением степени плавления от 8 до 20% [Klein and Langmuir 1987, 1989] Существует прямая зависимость рельефа СОХ от условий плавления Чем меньше степень плавления, тем меньше мощность образующейся коры и тем глубже уровень рифтовой долины [Klein and Langmuir, 1989] Температура образования магм под наиболее и наименее глубокими частями рифта может различаться на 250-300°С По экспериментальным данным [Presnall et al, 1979, 2002] наиболее возможный уровень плавления находится в области Sp - PI фазового перехода терцолита

Новые модели критического, непрерывного, плавления с неполным отделением расплавов от матрицы (постоянное присутствие от 0,1 до 1% расплава) [Kmzler, Grove 1992, Sobolev Shimizu, 1993, Соболев, 1996] и др показали возможность генерации толеитов с широким спектром по обогащению составов литофильнычи элементами в пределах одной точки опробования

Проведенная оценка составов лнквидусных фаз для расплавов типа ТОР-1 н ТОР-2 [Сущевская, 1982] установила, что они отличаются в пределах типов. Более высокотемпературные и более магнезиальные лихвидусные оливины, .достигающие Роч|,? типичны для ТОР-1. Максимальная магнезиальность оливинов ТОР-2 - 90.4. в оливинах Ыа-типа - 89,5 [Сущевская и др., 1994; 2000; 2002]. В своих расчетах мы использовали в качестве родоиачального состава для ТОР-1 средний состав рас плавных включений в наиболее магнезиальных оливинах северной Атлантики [Соболев, 1997]. Расчетные родоначальные расплавы, приведенные в таблице 1, сравнивались с выплавками, полученными по различным моделям плавления модельных лерцодитов, что дало

возможность оценки глубины, температуры и

степени плавления. К качестве родоначальных расплавов для

толеитов (Ыа- ТОР) были использованы расплавы, полученные но модели [Ктг!ег, <3юте, 1992], по которой образуются расплавь: с

повышенными содержаниями N320 (до 3,5%), ЙГО: пониженными РеО. при этом плавление недеплегированной мантии начиналось при 20 либо 15 кбар и продолжалось вплоть

до 4 кбар, а в матрице мантийного субстрата постоянно присутствовало около I % расплава (рис. 3).

Рис.3. Сопоставление составов расчетных родоначальных расплавов типов ТОР-1 , ТОР-2 и Na-TOP (птбл.1) с составами исходных расплавов, полученных в различных интервалах давлений по /Ми, Baliza., 1991 и Kinzler, Grove, 1992/.

Тонкими черными линиями показано изменение составов расчетных первичных расплавов СОХ (черные точки) по мере уменьшения давления и увеличения степени плавления на 4% в интервалах: 1- 18-17,4 кбар (общая степень плавления F - 6%), 18-16 (I0%)t 18-14 (14%), 18-11,5 (18%), 18-8.5 (22%), 18-3.5 (28%); 2 - 14-13.4 (6%), 14-12 (10%), 14-10,6 (14%), 14-8,4 (18%). 14-5.7(22%): 3 - 10-9(6%), 10-8,(10%), 10-7(14%), 10-7(14%), 105,4 (18%). 4 6-5,8 (6%), 6-5,4 (10%), 6-3,5(16%). На этом же рисунке показаны расчетные линии фракционирования для ТОР-i (ромб) и ТОР-2 (звездочки (табл.1)), а также составы расчетных расплавов, полученных путем пол »барического фракционного, критического плавления первичной (косые кресты) и дебетированной (прямые кресты) мантии по [Kinzler, Grove, 1992]. По мере увеличения магнезиальности нанесены составы первичных расплавов с увеличивающимся интервалом плавления 15-4 кбар (степень плавления -10%), 20-4 (14%), 25-4кбар (18%). Стрелками показано изменение концентраций элементов при увеличении глубины (Р) и степени плавления (F).

Таким образом процесс плавления мантии в спрединговых областях близок к фракционному полибарическому, когда поступающие вверх порции расплава смешиваются между собой Эта смесь будет соответствовать равновесию, отвечающему средней глубине поднимающейся колонны Оцененный нами основной уровень генерации расплавов ТОР-1 лежит в интервале давлений 20-10кбар, средняя Т=1300сС, Р>15%, для ТОР-2 -в интервале Р-15-7кбар, средняя Т=1270°С , Р> 10%, для №-ТОР -в интервале Р-15-4 кбар, Т=1250°С, Б =40%

Возможен процесс не полного отделения расптава, что приведет к колебаниям составов исходных расплавов по содержанию литофичьных элементов Расплавы в центральной части колонны непосредственно под спрединговой зоной просачиваются вверх, но в ее апикальных частях они могут не достигать поверхности, и реагируя с мантийной матрицей, приводут к образованию метасоматизированной мантии.

Таблица 1 Составы родоначальиых расплавов, полученных и испо!ьзованных в работе

Si02 тю2 А12ОЗ FeO* MgO CaO Na20 K20 p2o5 Расплав Тип Ссыпка

49 32 0 60 15,10 7,65 13 08 12,38 1,61 0,06 0,01 ТОР-1 ТОР-1 [Соболев 1994]

49 74 0,86 17,80 7,05 9,52 12 47 2,32 0 06 0 05 ТОР-2* ТОР-2 [Sobolcv el al 1989]

48,98 0,97 17 94 7 38 10,06 12 21 2 19 0 06 0 08 ТОР-2-ВТП ТОР-2 [Сущевская Цехоня 1994)

49 78 1 03 17,05 7 30 9 77 12,47 2 32 0,06 0,09 ТОР-2-ТАГ ТОР 2 [Сущевская Цехоня 1994]

48 71 0 77 17 79 6 10 10 09 12 04 2,30 0,03 0,04 ТОР-2Экв ТОР 2 [Сущевская Цехоня 1994]

50 86 0 99 17 09 6,92 9,93 10 99 2 91 0 31 - КН315-4 Na-TOP [Kinzler Grove 1992]

49 27 0 91 17 19 7 56 11 09 11,49 2 27 0 22 - КН3204 Na-TOP [Сущевская Цехоня 1994]

51 31 0 99 17 57 6 41 9 42 10 48 3 30 0 31 0,20 РМШ Na Na-TOP [Сущевская Цехойя 1994]

47 24 1 41 18 08 9 93 10 62 912 3 25 0 35 0 00 БТ320-6 Щел [Ntu Batiza el а! 1991]

48 32 1 30 17 75 9 00 9 60 9 86 3 40 0 60 0,18 РМШ-Млс Щел [Niu Batea el al 1991)

43,00 1,57 16 29 7 61 10 62 11,62 2 96 0 32 0,41 РМШ-щел Щел [Сущевская Цехоня 1994]

50 36 0 61 14 46 8 22 12,80 12,04 1,41 0,11 0,00 H-Si (Bt20-4-28%) Si-TOP [Niu Batiza et al ,1991]

Остаются открытыми такие вопросы как. могут ли исходные расплавы достигать поверхности без процессов смешения и в каких районах СОХ? А также, существуют пи отличия в геодинамическом развитии отдельных провинций СОХ, которые отражались бы в составах образующихся под спрединговыпи зонами расплавах9

III. Магматизм Атлантического океана

Срединно-Атлантический хребет (САХ) представляет собой протяженную спрединговую систему субмеридионального простирания, прослеживающуюся от района тройного сочленения Буве (55° ю ш) до Исландии (63° с ш) и далее на север

Спредшговые хребты севернее Исландии, названные Колбенсей, Mona, Книпович. являются естественным продолжением САХ и рассматриваются нами в составе единой с ним геодинамической системы. К вопросу сегментации САХ обращалось немало исследователей, пытаясь провести корреляцию, в первую очередь, между составом изливающихся эасплавов к геолого- геофизическими параметрами [например. Shido and Mivashiro. 1973; Sclater 1975; Melson and O'Heam, 1986; Klein and Langmner. 1989; Schilling J-G„ 1986; Мирлин, Сущевская 1990; 1992; Дмитриев и др., 1994; 1999 и др.]. Проведенное нами выделение крупных тектонических провинций САХ, основано на времени их расштии. специфике их геодинамического развития, сказавшегося на рельефе дна, распространении трансформных разломов, характере гравитационного поля [Мирлин, Сушевская ¡990; 1992]. Это - пять крупнейших провинций, представленных на рис,4.

Специфика Северной провинции проявляется в относительном уменьшении

глубин дна и повышении уровня гравитационного поля [Sclater. 1975), что связывалось с

подъемом бо.чее разогретой мантии по сравнению с другими регионами САХ [Sclater.

(975J. Это находит подтверждение в специфике магматизма [Дмитриев и др., 1984, 1999.

Klein and Langmuir 1987; 1989; Lecroart. et al., 1997].

Полярной - наиболее молодая область продолжения САХ на север (хребты M о н а-Кн яп ов и ч-Га я кел ь ). образование которой датируется эколо 53 млн лет назад [Candy, Kent, 1995]. Северная, образование которой началось около 70 млн лет назад, расположенная от 30° с.ш до северного окончания хребта Колбенеей.

Цеи I ральИ&Я — ( ! 6-30'с.ш.). развитие которой связано с наиболее древними этапами раскрытия около ПО млн пет назад [Rabinowitz, LaBretque, 1979]. Южная (0 -55" ю.ш.). качало спрединга в которой, датируется 120 млн лет [Rabinowitz. LaBrecque, 1979], П риз квято риал ьная провинция |0-15°с.ш.), разделяющая два

разновозрастны X сегмента Атлантики, характеризуюшаася большой частотой и протяженностью трансфер иных

разломов.

Рис. 4. ТеКШоНо+М агмаш и чеекце провинции Атяан mu чеком океана [Мирлин, Сущевская, 1990], Показано распространение тоиеитов различных тмов вдоль Оси хребта, Ветрикачьной штриховкой отмечена область САХ. косой -подводные поднятия

Северная и Полярная провнштн Лглангикн были подразделены на 5 районов,

различающихся геоморфологическими особенностями. Проведенная по районам типизация составов стекол (по выборкам от несколько десятков до сотен анализов) показала, что каждая из выделенных кластерных групп, объединяет составы стекол, различающихся в первую очередь степенью дифференциации (рис.5).

Преобладающий тип магматизма в этой провинции отвечает ТОР-1. При этом в районе 33-48" с.ш. (верхний график) развиты толеиты, обогащенные литофилами и водой [Катепе!зку е! а1, 1996]. Здесь кристаллизация родоначального расплава ТОР-!, содержащего чколо 0.25 масс% Н;0, устанавливается при Р = 4 кбар. Степень фракционирования для стекол с содержанием МёО = 5 масс% составляла около 70%. температура кристаллизации достигала 1160° С. [Сущевская и др., 1992] .

В отличие от базальтов 33-48" с.ш.. средние составы кластерных групп стекол хребта Рей к ыт нес лежат вблизи линии фракционирования родоначального расплава ТОР-1 при 1 атм (рис.5 нижний), что дает

основание утверждать, что они образовывались в ходе фракционирования глубинных расплавов ТОР-1 в

промежуточных камерах в сухих условиях при давлениях около 1-2 кбар. Степень дифференциации достигала 6570% (диапазон MgO 13,5-5%) [Сущевская и др., 1997]. что типично только для условий формирования коры под быстро-сиреди н говым хребтом - ВТП [Niu and Batiza, 1991; Сущевская и Цехоня, 1992]. Образование промежуточных камер в пределах медлепно-спрединговых хребтов

возможно лишь в условиях более медленного остывания

11-

FeO и«;.*

MOO"

"7s

б Б 10 ' 15

Рис.5. Положение Средних составов кластерных групп стекол различных сегментов Северной и Полярной провинций САХ в координатах МйО-РгО относительно линий фракционирования первичных расплавов ТОР-1 и ТОР-2 при давлениях 0, 001, 4 и 10 кбар, расчшпанных по программе КОМАГМЛ Т (Ариекнн Ч др., 1991/.

о.

о № V.

Д TAG О Broken Spur - TOR-2TAG TOR-1

литосферы вбаизи действующих горячих точек, которой может являться Исландия

На северном окончании хребта Мона и южном - хребта Кннповнча, а также между разломами Максвелла и Чарли Гиббса (48 - 52° с ш) появляются базальты менее глубинного типа (ТОР-2) (рис 6, нижний) В целом, средние составы кластеров этого сегмента ложатся на тренды дифференциации первичных расплавов ТОР-2 при давлениях 3-4 кбар в сухих условиях, при Т от 1270 до 1170°С, со степенью фракционирования достигающей 55-60% [Сущевская и др , 1997]

Специфической особенностью хребта Книповича является излияние наименее глубинных по происхождению расплавов обогащенных Na

Формирование океанической коры в районе Центральной Атлантики (15-33° с ш ) протекало в условиях относительно простого спрединга, когда, начиная со 170 млн лет тому назад, раскрытие вдоль оси спрединга оставалось практически постоянным по направлению и характеру вплоть до современного этапа [Emery, Ushupy, 1984] Являясь наиболее древней по раскрытию провинцией Атлантики, область (15-30° сш) характеризуется слабым распростанением геохимически обогащенных толеитов

[Мирлин, Сущевская, 1992] Диссертантом было проведено детальное сравнение магматизма двух районов 24-26° с ш (ТАГ) и 27-29° с ш (район Брокен Спур), отличающихся тектоническими особенностями и динамикой развития за последние 5 млн лет В результате применения метода петрохимической типизации для двух выборок стекол (составляющих 86 анализов для района ТАГ и 55 - для Брокен Спур) для первого района было

1<2/ о

о <

• о

г о

MgO, мае %

MgO, млс %

Рис 6 Поюжение средних составов выделенные кластерных групп районов ТАГ и Брокен Сщр относитетыю расчетных линий фракционирования (программа КОМЛГМЛТ) первичных расплавов ТОР-2ТАГи ТОР-1

Расчеты проводипсь при 0 001 (0) 4 и 10 кбар (показаны цифры) Можно отметить что большинство мастеров тежат на линии фракционирования ТОР-2ТАГ при 4 кбар, и оппичаются тшь степенью фракционирования

выделено две устойчивые группы, а для второго - три (рис б) Две наибопее представительные группы обоих районов чрезвычайно близки между собой, но в северном районе присутствует еще одна группа, отличающаяся более низкими содержаниями SiOi Т1О2 иАЬОз

Кристаллизация родоначальных расплавов (ТОР-2ТАГ) для большинства магм Центральной Атлантики протекала при Р = 3-4 кбар, при этом из расплава кристаллизовалось ~ 50% минеральных фаз (01-Р1-Срх), а температура расплава снижалась от 1270 до 1190°С Для проанализированного стекла (7Т-3-3 с содержанием MgO=7,43%) температура ликвидуса при давлении 6 кбар составляет около 1215°С Степень фракцирования достигает 19%, а расчетные составы оливинов из равновесной ассоциации (Fogi,-,)— (Апб7,в) -Срх (W0418> ЕП494,) в пропорции 8 45 47 близки к реально существующим в качестве вкрапленников в стекле (7Т-3-3) отивинам Fos2,3 83. [Сущевская и др, 1992] Характерной особенностью расплавов изливающихся в районе 25-30° сш является слабая степень их дифференциации Около 10% всех составов составляют стекла с содержанием MgO > 8% Оцененный нами по петрохимическим данным средний уровень глубины, на которой протекала кристаллизация расплавов (окото 10-12 км), совпадает с глубиной кровли стационарных магматических камер для медтенно-спрединговых хребтов, установленной в результате моделирования дискретного спрединга в рамках рассмотрения термической структуры осевой зоны САХ [Дубинин, Галушкин,! 993]

Южная тектоно-магматическая провинция, ограниченная на севере системой экваториальных разломов Чейн, Романш (0-3°ю ш ), а на юге протянувшаяся вплоть до тройного сочленения Буве (ТСБ) - 55°ю ш, начала формироваться в позднем Мезозое [Rabiniwitz, LaBrecque, 1979] К важным особенностям развития рифтогенеза в этой провинции можно отнести неравномерное раскрытие САХ на ранних этапах, в результате чего проникновение рифта происходило с юга на север в течение как минимум 20-30 млн лет [Nürnberg, Muller, 1991], и широкое развитие "горячих точек" оказавших существенное влияние на обогащение рифтовых магм [Shilling et al, 1985, Humphris, et al, 1985]

В пределах ЮСАХ по тектоническим и морфологическим признакам, с учетом плотности опробования базальтовых стекол было выделено 7 сегментов (с юга на север) I - от разчома Чейн до широты острова Вознесения (1-7°юш), II - до разлома района 12° (7-12° юш), III - до разлома Св Елены (12-18° ю ш ), IV - до разлома 22° (18-22°ю ш ) V - до разлома Тристан да Кунья (22-35°ю ш ), VI - до разлома Гоф (35-41°юш) и VII - до 46° (41-46° ю ш) Выборка состояла в целом из ~ 400 анализов

саежих стекол отойрашык вдоль срединного хребга [Цекеня, Сущсвская. 1995]. Район САХ вблизи ТСЕ в данную выборку не входил.

Особенности магматизма различных областей ЮСАХ, выявленные при их типизации с использованием кластерного анализа, показали, что в пределах каждых сегментов количество кластерных групп колебалось от 3 до 7. Большинство выделенных кластерных

групп различных сегментов близки и являются д и фф е рен циатами родоначального расплава (ТОР-2ТАГ) при 4-6 кбар (рис.76) [Сущевская и др.,1992]. В то же время в пределах сегментов II, VI, VII распространены также толеиты, родоначалькые расплавы которых отличаются от вышеупоминутых более низкими содержаниями Fe и повышенными Si (дифференциаты радоначалы/ого расплааа ТОР-2* при 4-6 кбар (рис.7а)). Незначительные различия в содержаниях А!20з и FeO, MgO родоначальных составах толеитов типа ТОР-2 (ТОР-2*,ТОР-2ТАГ, ТОР-2Юг), могут отражать неоднородность мантии в определенных участках поднимающейся мантийной колонны. Большее число расплавов САХ, относящихся к генетическому типу ТОР-2. являются дифференциалами первичных расплавов ТОР-2ТАГ.

Кроме наиболее распространенных расплавов, связанных с малоглубинным плавлением, в рассматриваемом регионе выделяются низко-Na петрохимические группы, которые классифицируются как глубинный тип ТОР-1 (D - 255). Толеиты с такими

U hflap

й ■ : ■(.; щ .«™ 'Л г?I< а г ctnt.41, ni 2 □ - ТОГ j - - . rfr wl tw-i

10 кбар

li.ts [,25

0 4ftLp

■i -«THl.rjO.3

:■ -CifN l[l. rp.2-5 4 . cctm tv. ip. i ■ i 0 . rf i v v ф m + . CCTb 41. If I

>< . сег*»Л11. ri..[

» 1 сичтаг

------ M'l-i 1 3'' -- '

■ Окбкр

ГсОЦО

Рис. 7. Изменение Са0/А1201 и ГеО/М^О е ходе разноглубинного фракционированияродоначальных расплавов (средние по группам-кластерам): а) ТОР-2* для низкожелезистых групп; 6) ТОР-2ТАГ- для наиболее распространенных в ЮСАХ стекол.

характеристиками преобладают в пределах сегментов 7-12° ю ш и 34-35° ю ш - районов близких к горячим точкам о Св Елена и Тристан-да-Кунья Эти стекла отличают высокие содержания СаО и отношения СаО/А12Оз (>12% и около 0,8 соответственно) Проведенные нами оценки условий кристаллизации таких расплавов показали, что они также кристаллизовались при Р~ 4 кбар [Цехоня, Сущевская,1995] Таким образом, магмы в преде тах протяженной южной провинции С АХ близки по условиям генерации к установпенным в Центральной провинции

Приэкваториальная провинция Атлантического океана, образовалась на стыке разных по возрасту раскрытия крупных провинций - Северной (15-30° с ш) и Южной (045° ю ш) Ее характеризуют гравитационный и термальный минимумы, связанные с нахождением под ней более холодной мантии [Bonatti, et al, 1993, Seyler Bonatti, 1993, Schilling, et al, 1995], что не могло не сказаться на специфике магматизма в ее пределах Именно поэтому нами был тщательно изучен магматизм всех тектонических сегментов данной провинции В тектоническом плане эта провинция обладает рядом специфических черт наиботьшим углублением рифтовой долины для САХ, близким расположением протяженных трансформных разломов, имеющих продолжение на континентах, и широким разнообразием пород - от пород океанического происхождения до щелочных базальтов и габбро [Melson, et al ,1967, Roden et al, 1989, Honnorez and Bonatti, 1976, Мирчин Сущевская, 1990, Fedorov, et al, 1996, Сущевская и др,1990, 1996, Сущевская, Волокитина, 1995], а также гипербазитов, относящихся к фрагментам древнего мантийного субстрата [Melson et al ,1972, Силантьев и др, 2000] и известняков мезозойского возраста [Bonatti, et al ,1994]

Для определения специфики магматизма в провинции было выделено 7 сегментов протяженностью 100-500 миль, ограниченных разломами I -Зеленого мыса и Марафон (15-13° с ш ), II -Марафон и Сьерра-Леоне (13-6° с ш ), обединяющий более мелкие, но недостаточно опробованные сегменты, III - между Сьерра-Леоне и Страхова (6-4° с ш ), IV -Страхова и Св Петра (4-2,5° с ш ), V - Св Петра и Сан-Паулу (2,5-0,5 с ш), VI -Сан-Паулу и Чейн (0 5°с ш - 0,55° ю ш) и VII - южнее разлома Чейн (до 3° ю ш)

Проведенная петрохимическая типизация составов стскот всей совокупности данных, насчитывающая около 300 составов показала, что подобно рассмотренным ранее провинциям Центральной и Южной, здесь также наиболее распространены толеиты ' нормального ряда (ТОР-2) Большая часть составов стекол этого типа, присутствующих в сегментах II, III, IV и VII, близки по составу (рис 8) и являются производными слабо фракционированного расплава, названного нами TOP-2-Экв (табл 1) Его состав отвечал среднему составу магнезиальных петрохимяческих групп 2-го сегмента На основании

модельных расчетов TOP-2-Экв moi- быть получен в результате 30% кристаллизации родо начально то расплава ТОР-2* при кбзр [Сущевская и др..1994]. Кристаллизация более дифференцнрованннш составов протекала в условиях снижающегося давления от 8 до 3-4 кбар при снижении температуры от 1240-1J 90°С. с суммарной степенью кристаллизации около 50%.

Более сложная картина выявляется в граничных сегментах 15-13"с.ш. и 2°с.ш.-0". к которым приурочено распространение обогащенных то ленто в [Bougault et al. 1988: Соболев и др. 1992; Dosso, et al.J 993; Shilling, et а1„1995;Сущевская и др.,1990; 1992;

1994a,b; 1995]. В пределах

Na;0 масс.Ж

_ о

що шссЖ

; I

СаО масс.%

сегмента 15-13° е.щ, выделяется 6 групп, лишь одна из которых,

распространенная на севере ч юге, относилась к

низкокалиевому толеитовому типу. Остальные группы -кластеры единичы и не повторяются в станциях, что свидетельствует о

неустойчивых условиях генерации и дифференциации магм в отличие, например, от Центральной провинции.

Особый тип стекол, уникальный для С АХ, это щелочные расплавы,

отличающийся пониженными содержаниями (46-47%) и повышенной суммой щелочей до (4,5%). Их излияние приурочено к центральной части активной зоны Романш и его восточному

пересечению с САХ. Распространение щелочных базальтов и габбро идо в простирается вплоть до разлома

МдО uacc% 1

Рис. 8 . Сопоставление средних по кластерным группам составов (мае, %) толеитовых стекол районов разломов Романш и Сан Паулу

Покалты расплавы типа (* -Ромонш.ъ-Сан-Паулу). типа ТОР--1 *•'*) и низкокальциевые /поленты (пара.пелепипед). Но рисунке нанесены рассчитанные (программа КОМАГМАТ) линии фракционирования первичных расплавов РМШ-^а. КН315-4 при 0.001 (0) ¡1 4 кбар и ТОР-2 при 0.001, 4 и 8 кбар Цифры показывают тенденцию изменения довлвищ!

Страхова (3°с ш ) Средние составы стекол толеитовых кластерных групп зоны разломов Романш и Сан-Паулу, объединяются в четыре типа нормальные толеиты (ТОР-2) толеиты, обогащенные Na, низкокальциевые толеиты, а также стекла щелочного генезиса Несмотря на разнообразие изливающихся расплавов, наиболее распространенными в пределах разлома Романш и прилегающих участков являются распзавы Na-типа состав чяющих до 80% всей выборки, характеризующиеся повышенными концентрациями Na при варьирующих содержаниях калия, более низкими значениями Fee и повышенными —Sis по сравнению с типами ТОР-1 и ТОР-2 Их фракционирование можно реконструировать из расплава состава РМШ-Na (рис 8) (табл 1) Этот расплав близок к родоначатьному расплаву, полученному при понижении давления от 20 до 4 кбар в процессе «критического» плавления мантии с неполным отделением расплава от мантийной матрицы (состав КН320-4) [Kmzler, Grove,1992], но содержит немного больше Ca, Al и меньше Ге, чем модельный расплав Дифференциация как нормальных толеитов, так и обогащенных Na (Nas > 3) базальтов в пределах зон разломов Сан-Паулу и Романш и прилегающих участков протекала на близких глубинах 10-12 км со степенью

кристаллизации исходных расплавов, достагакяцей 50% (рис 8)

Проведенное автором сравнение рифтовых расплавов Мирового океана по параметрам Nag Feg, Sis

показывает, что наиболее

«типичным» представителем Na-Tiina можно считать расплавы излившиеся в троге Кайман (данные по 68 составам [Elthon, et al ,1995]) Средние значения их параметров (Nag - 3,2, Feg - 7 4, a Sig - 51,5) существенно отличаются, например, от расплавов ВТП, где развиты в основном толеиты типа ТОР-2, для которых средние значения этих параметров соответствуют Na8 - 2,8, Feg - 9,9, a Sis - 50,5

Рис 9 Гистограммы параметра Nag в стеклах провинций Атлантики, отражающие развитие различных по генезису тозеитов СОХ

Отиечаю1циеся пики в районе значений Хан бо1ьше 3 свидететьствуют о присутствии в провинциях moieumoe Na-muna Низкие значения характерные ОТ я ссверной Агтантики связаны с то Тентам и типа ТОР-1

Расплавы N а-тип а широко представлены в Приэкваториальной Провинции С АХ (для выборки из 911 анализов они составляют более 15%), В провинциях САХ севернее 33й с.ш. их присутствие отмечено для района хребта Книпович. Для Южной провинции САХ Иа-ТИП толеитов отмечается лишь в пределах Американо-Антарктического хребта, данные но которому были включены в выборку по Стеклам южной Атлантики, предегавленнук! 1017 анализами (рис.9).

Изучение геохимической специфики толеитовых магм в пределах выделенных провинций показало для каждой из них специфические геохимические особенности. К наиболее дебетированной провинции САХ относится Центральная. Определенные в работе соотношения яитофияьных элементов в

наиболее магнезиальных стеклах (с

содержанием МеО от 8 до 9 масс.%) района 26я с.ш., обедненных радиогенными изотопами 8г. РЬ. мог\т отражать состав обедненного

мантийного источника для базальтов Атлантического океана (рис, 10). Обедненные толеиты повсеместно распространены и в других провинциях Атлантики, но на их фоне встречаются и обогащенные магмы. Для южной провинции они отмечаются вблизи горячих точек [ЗЫШпё ег а!.,1985]. Для Северной и Полярной провинции САХ такой связи с горячими точками не наблюдалось, причем геохимическая сегментации рифгового магматизма не совпадает с разделением на магматические провинции В качестве критерия геохимического обогащения мы привели вариации К^ОАПгО в стеклах вдоль сирединговой зоны на фоне распространения петрохимических типов толеитов (рисЛ1).

Наиболее обогащенными являются районы САХ вблизи Азорских островов (34-36"с.ш.) и о.Ян-Майен (72-73° с.ш.) (отношения К;0/ТЮ; больше 0,2). Лишь деплетированнще базальты в пределах северной провинции САХ развиты в районах 49-52" с.ш, (базальты типа ТОР-2). 52-58"с.ш. хр. Рейкьянес (ТОР-1), 69-71° с.ш, Колбенсей (ТОМ) и 74° с.ш.

es и> 91 ть и № та ч с» ро ^ ги Sm Ь иг ц Eu еа Oî V tr ч Lu t>

Pue. 10. Характер распределения лшнофильных элементов, нормированных к примитивной мантии по ¡Sun, McDonough, 19891, в наиболее магнезиальных стеклах центральной Атлантики (среднее из 20 ан.) и Индийского океана (един, анализы).

(ТОР-2) Мона (рис 11) Таким образом, в провинциях, представленных различными по происхождению рифтовыми толеитами, обнаруживаются разные геохимические типы ТОР, что подчеркивает разную природу генетической (петрохимической) и геохимической специфики рифтового магматизма Ест в цечом петроюгическая

0,7 0,6 0,5 0,4 0,3 0,2 0,1 О

кго /тюг

ТОР

• „

сегментация опредечяется геодинамическими усювияии, обусювченными гчобачьным процессом подъема гчубинных диапиров (что находит отражение и в тектонике района), то геохимические особенности обусчовчены гораздо бочьшим чисчом факторов

Рис. 11 Распространение обогащенных и обедненных составов стеков вдоть северной части САХ (по К2О/Т1О2 отношению) Обогащенные толеиты с отношением К?0/Т0,2 развиты в пределах различных генетических провинций ТОР-1, ТОР-2 и N(1-ТОР. Точками показаны индивидуальные значения д1я образцов отдельных станций

Распределение обогащенных и деплетированных магм по величине Ьа/вт в пределах северной Атлантики (рис 12) показывает, что более обогащенные базальты развиты на хребте Мона, вблизи Ян-Майенского трансформного разлома и о Ян-Майен, имеющего континентальную литосферу [НааБе е! а1, 2003] По мере удаления от о Ян-Майен - это обогащение ослабевает, вплоть до появления области развития деплетированных толеитов в районе пересечения хребта с Гренландской трансформной зоной, но в дальнейшем снова несколько повышается на хребте Книповича Важен тот факт, что геохимическая аномалия в рифтовых базльтах по Ьа/Бш вблизи Исландии значительно меньше чем отмеченная севернее более интенсивная аномалия вблизи острова Ян-Майен

По данным сравнения изотопных отношений в базальтах и стеклах Арктического региона Атлантики [ТШоп е1 а1, 1998, ЗсШЬпд е1 а1, 1999, НааБе е1 а1, 2003, МиЬе е1 а1 1997, 1лдМоо1 е1 а! ,1999, Сущевская и др, 2005] было установлено, что они образуют единый тренд, крайними членами которого являются обедненные расплавы и обогащенный компонент, который в свою очередь близок к компонентам выявленным в базальтах Ян-Майена и западной Гренландии (рис 13) Этот компонент отличается

повышенными значениями 873г/!65г(0,7035), М7РЬ/306РЬП 5,55), "№РЬ/'1МРЬ(19) и пониженными |гиКс1/|'иМс! (0,5132). Существующая корреляция между главными изотопными системами подчеркивает сходство обогащенного источника, проявленного Под этой частью океана. Можно предполагать, что обогащение магм вокруг Ян-Майе на связано с участием в плавлении блоков мегасома газированной субконтшкитальной мантии. Магмы Исландии, развивающиеся в обстановке океанической коры менее заражены подобным обогащенным компонентом (рис 12).

Ж.

W 40

ÎO 20 10 0 (LVSm)n

О < 0.5 S 0.5-1.0 О 1.0-1.5 в >3,5

Рис.] 2. Распространение

обогащенных и дебетированных толеитов в пределах Полярной Атлантики. Составы базальтов нормированы по хондриту [Suit., Nesbitt, 1977]

Î0 Е

seunhun, □tJauÊfitk&rq ЬТЗв ùK&rçutrlw

OMtknin лвгоиеп ■ SWIR(Dckoi xsc.Pâul

«KûtoinJ^ û JartMayen piaifprm XMghnfi 4 Kripîwlch

* Hatur^ut

♦ Isl

О Ы ? -* '■*. : "

15.8

15.7

| 15.6 л

Л Î5.5 Я

15.4

15,3 !—

17,0

17,5

19,0

1Э.5

18,0 18,5

ЖРЬ/™РЬ

Рис.13. Сравнительная изотопная характеристика плюмового магматизма сев. Атлантики и Индийского океана.

Стрелками показаны линии смешения магм, образующихся из обедненного и обогащенного источника. Можно отметить, что характер обогащения в пределах Северной и Полярной Атлантики отличается от такового для базальтов, связанных с Ксргелен-плюмом в Индийском океане.

Проведенное сравнение геохимических аночачий двух районов провинции ЭСАХ -

северного и южного, установило их сходство Характер распределения элементов, расположенных по степени их некогерентности, показывает относительно четкий минимум по РЬ, незначительный по Th и небольшие максимумы по Nb, Та С увеличением степени обогащения расплава увеличивается относительное содержание в них наиболее несовместимых элементов, но отмеченные выше тенденции сохраняются (рис 14) [С>щевская и др , 1996] Обеднение тяжелыми РЗЭ в одном из наиболее обогащенных щелочных стекот свидетельствует о равновесии расплава с гранатом, для которого характерно обогащение этими элементами [Shilling et а!, 1986]

. ,' " Гч (

-: Г .............

й RbВа Th U SbTalaCePb SrNdSma Hf Ej TiGdOy Y Er YbU L

Cs RLBa Th U NbTa laCePb Sr NaSmZr HFEu Ti GdDy Y Er YbU li

15,8 15,7

s 15'6 15,5

15,4

Pb/ Pb

1 <T«K. »O-JCJJCSX ' 6здъ ыО-ЗсиСМ

< лашы и Эт на Кам румодо

М5Усц.САХ • ¡Knot»* <»5очат»гы Керчи аии(Т>иза<1

еРЬ/!мРЬ

20 21

Рис 14 Сравнительная геохимическая характеристика стекоп северной и южной части приэкваториальной провинции САХ. Нормировано к примитивной мантии по [Sun, McDonough, 1989]

Наиболее обогащенные разности встречены в южной части ЭСАХ, где распространены толеиты Na-типэ На всех изученных корретяционных диаграммах изотопных отношений составы стекол граничных районов ЭСАХ по данным [Schilling et al,1993, Dosso et

al 1993 Сущевская и др, 2002] дают основной тренд, который можно обменить смешением вещества деплетированного и обогащенного источника (рис 14) Стекла с деплетированными изотопными характеристиками встречаются практически повсеместно и moot составлять от единиц до 100%, но в пределах аномалий 14-15° с ш и 0-1,7° с ш они единичны Обогащенные расплавы отличаются пониженными значениями l43Nd/144Nd доходящими до 0,5128, высокими отношениями 206РЬ/204РЬ = 20, 207Pb/204Pb = 15,6 20SPb/204Pb = 39, 5, 87Sr/86Sr = 0,7030 и (рис 14)

Исследование изотопных вариаций стекол и базальтов Приэкваториальной провинции выявило близость по изотопным данным с магмами вулканов, расположенных вдоль Камерунской линии вблизи Африканского побережья, где начальные этапы вулканизма датируются от 65 до 30 млн лет [Halliday et а!, 1990] Наиболее обогащенными характеристиками обладают современные лавы вулканов Этинде и Биоко (рис 14) Близость состава обогащенного компонента ЭСАХ к таковому для вулканов Камерунской линии может свидетельствовать о том, что в обеих зонах, в процесс плавления были вовлечены мантийные породы, обогащенные сходным образом Подобное обогащение могло происходить за счет метасоматоза субконтинентальной Африканской мантии в процессе миграции сквозь ее толщу обогащенных щелочных, а возможно и карбонатитовых расплавов, широко распространенных в Западно-Африканском рифте [Kalt et al 1977]

Молодые карбонатиты провинции Керемиши из северной Танзании практически идеально ложатся на тренд смешения деплетированных и обогащенных толеитов ЭСАХ и, соответственно, могут представлять собой крайний обогащенный компонент, который несет в себе изотопные характеристики субконтинентальной обогащенной мантии, встречающейся в обрамлении Экваториальной Атлантики

ВЫВОДЫ

♦ В пределах Атлантического океана выделено пять тектоно-магматических провинций Две провинции САХ Центральная (15-30° сш) и Южная (0-55° юш) отличаются развитием базальтов (ТОР-2), типичных для всех спрединговых зон Мирового океана, с генерацией родоначальных магм в ходе фракционного полибарического плавления океанической мантии в поднимающейся мантийной колонне при давлении от 20 до 8 кбар и Т=1320-1250°С

♦ Северная провинция САХ - уникальная для современной рифтовой системы В ее пределах родоначальные расплавы образуются в ходе лолибаричесього фракционного плавления мантии при давлении 20-10кбар, Т=1300°С (тип ТОР-1) Распространение

менее глубинных по происхождению толеитов (ТОР-2) в Северной Атлантике маркирует границы между более разогретыми, провинциями, связанными с плюмами, к которым относится Исладский на севере и Азорский на юге

♦ Выделена Полярная провинция, объединяющая северную часть хребта Колбенсей Мона и Книповича, для которой характерно распространение толеитов генетических типов ТОР-2 и Na-TOP

♦ Другой провинцией где фиксируются толеиты Na-TOP, родоначальные расплавы которых обогащены Si, Na и обеднены Fe, явтяется Приэкваториальная провинция Происхождение родоначальных расплавов Na-типэ связывается с меньшей глубиной, температурой и степенью плавления мантии Подобные базальты маркируют более холодные участки литосферы, к котором относится зона САХ вблизи разломов Сан-Паулу, Романш, где они развиты совместно с толеитами типа ТОР-2

♦ Геохимические особенности толеитового магматизма в пределах выделенных провинций отражают повсеместное присутствие обедненного источника (составляющего 2/3 всех рифтовых магм современной области САХ), на фоне которого могут развиваться геохимические аномалии различной интенсивности Происхождение этих аномалий в пределах каждой провинции имеет собственную историю, пока еще не всегда до конца раскрытую Чаще всего эти аномалии связаны с примесью континентальной коровой компоненты, типичной для данной провинции

♦ Одновременное наличие и обогащенных, и деплетированных разностей толеитов в пределах одной точки опробования подчеркивает отсутствие долго живущих очагов под САХ, где могло бы протекать полное смешение обогащенных и обедненных расплавов Оценка условий кристаллизации показывает, что изливающиеся расплавы претерпевали 50-60% фракционирование на глубине 10-12 км в небольших изолированных камерах что типично для всех тектоно-магматических провинций САХ кроме Северной Отклонение от этого процесса свидетельствуют о специфических условиях формирования океанской литосферы в данной провинции Это относится к Центральной провинции, где дна достигают расплавы с содержанием MgO больше 9%, а также районы САХ северной и ряда районов южной Атлантики, расположенные вблизи горячих точек где расплавы имели возможность длительного фракционирования (до 80-90%) в промежуточных очагах

Глава IV. Магматизм Индийского океана

Сложный процесс мез о-кайнозойской эволюции литосферы Индийского океана обусловлен распадом гондванских материков. Его формирование, сопровождавшееся деятельностью "горячих точек", перестройками в относительном движении плит, приводило к образованию новых и отмиранию старых спрединговых хребтов, заложению сложных систем разломов н многочисленных асейсмических хребтов и плато,

разделяющих глубоководные котловины [МасКеггае, 8с1а1ег, 1971; ЗсЬИсЬ, 1982]. Существующие системы спрединговых хребтов,

различаются по своей эволюции и геоло го-геофизическом у строению.

Центрально-Индийский хребет (ЦИХ) протягивается в меридиональном

направлении от тройного сочленения Родригос до хребта Карлсберг и далее до трансформного разлома Оуэн. Юго-западным

Индийский хребет (ЮЗИХ) располагается между

тройным сочленением Буве (ТС Буве) и Родригос (ТС Родригос). Строение этого хребта сильно изменяется по простиранию. Выделяются

два мегасегмента: западный (в русской литературе его называют Африкано-Ан(арктическим хребтом), простирающийся от ТС Буве до 24" в.д, и восточный - от 33" в .д. до ТС Родригос. Особенностью восточного окончания Юго-западного Индийского

О о

хребта является ТС Родигос, рас по ложе ное на 70 в.д. (25 ЗО'ю.ш.) и представляющее собой место соединения трех спрединговых хребтов, различающихся скоростью спрединга. Эта область Юго-западного Индийского хребта имеет сложную историю

1 . 2 3 .4 +5

Рис.15. Распространение генетических типов толеитовых магм в Индийском океане по (Сущевская и др., 1996].

Условные обозначения:

1- подводные поднятия;

2- спредингавыосребты. трансформные рапомы;

3-6 толеиты. относящиеся к типам ТОР-1 (3), ТОР-2 (4% ТОР (5), / с -базальты (61 Цифры указывают номера

СКВ,0$0Р ист. драгироеок «М.Дюферсан».

формирования океанской коры, когда развитие спрединговой зоны происходит по уже ранее сформированной океанской коре [Müller, ei Eil., 1999]. При приближении к ТС Родригос происходит углубление рифтовой долины и уменьшение скорости с п редин га [Munschy, Schlich, 1989] Юго-Восточный Индийский хребет (ЮВИХ) протягивающийся примерно на 8000 км между тройными соединениями Родригос и Маккуори, по скорости спрединга относится к промежуточным между медленно-спрединговыми и б ыс тр о-сп ре д ин го выми хребтам (рис.1).

1.5 2 2.5 Fco/Mg О

f eO/MqO 0.95 1.25 1.45 ¡1.85

Р. хбэр в 5 4

Т."С [¡248 1215 1192 1163

%F 20 38 16 57

Fo £6.7 82,8 80.3 75,1

во 173,5 58.9

'¡BvF s 49.3 6,0 148,0:8.2 146,7:0,9 44.7:134

FeOiMgO 1 1.25 1,5 1,8

Р кбэр й 6 4 2

Т. °С 1245 1209 1191 1187

%F 26 Ab 50 5S

Fo 98.1 31,3 7Э.6 76.1

An Г7.2 ее.s 65 3 59.3

EnFs 51.3:6.6 48,6-g.T «.5:10.6 46,9 13.3

Рис. 16. Сравнение условий фракционирования толеитовых расплавов тина ТОР-2, изливающихся в а) Индийском и б) 15-30 " с.ш. САХ.

Показаны расчетные линии кристаллизации триичиых расплавов этого типа (ТОР-2ТАГ Оля центральной Атлантики и ТОР-2 для Индийского океана, табл. I) при различных давлениях Приведены расчетные составы минералов и параметры кристаллизации.

В пределах Индийского океана были выделены следующие провинции: (1) Аравийско-ИндийСкий хреб1т, количество поднятых стекол в которой составило 124: (2) район ТС Родригос (17 стекол); (3) фланги Аровийско-Иарийского хребта (49 стекол): (4) Юго-западная, включающая Западно-Индийский и Африкано-Антарктический хребты (84 точки) и зона 0-10" в.д. Юго-Западного Индийского хребта вблизи ТС Буве (90 точек); (5) Юго-восточная: Юго-Восточный Индийский хребет и А встрало-Антарктическое поднятие (45 стекол); (6) Восточно-Индийский хребет (ВИХ, 10 стекол) [Сущевская и др.. 1998]. Проведенная нами типизация составов стекол с приминением метода кластерного

г 2 о

1 4 12 10

□ Б у в е | А Ш п и с с 1 состав Т О Р 1

анализа, позволила установить специфику магматизма спрединговых зон Индийского океана 1 -достаточно узкий интервач дифференциации расплавов (вариации 6-9%) подобный толеитовым расплавам САХ и 2- распространение раставов, отымающихся пониженными содержаниями Ъ Ма и повышенными 57 Большую часть расплавов, как и в Атлантике, составляют расплавы типа ТОР-2 (более 70% от общей выборки), что подчеркивает сходство условий магмообразования под ИСОХ и САХ (рис 15,16) Приведенные оценки параметров кристаллизации (модель КОМАГМАТ) показывают, что под ИСОХ кристаллизация первичных расплавов (типа ТОР-2) большей частью протекала в интервале температур 1270 -1160°С и при снижении давления от 8 до 2 кбар (рис 16), при этом Ре0/№^0 увеличивалось в ходе фракционирования от 1 до 2, а степень кристаллизации возрастала до 60%

Толеиты ТОР-1 по данным глубоководного

бурения и редких драгировок отмечаются на флангах хребтов, в котловинах, а также на Восточно-Индийском хребте [Сущевская и др 1991, Дмитриев и др, 1984] По-видимому, они связаны с ранним этапом

рифтообразования и для современных И СОХ мало характерны (рис 15) Наиболее протяженной областью

распространения ТОР-1

является район самого западного окончания Юго-Западного Индийского хребта двух его сегментов хребта Шписс и области Юго-Западного Индийского хребта напротив острова Буве Кристаллизация магм этих районов протекала в диапазоне

4-С-

10 12 14

Рис 17 Поюжение составов стекоч западного окончания ЮЗИХ относительно линий фракционирования родоначального расплава ТОР-1 при 2 и 0,001 кбар, расчитанных по программе КОМАГМАТ

давлений 3-4 кбар в присутствии воды [Сущевская и др. 1999], содержание которой составляло около 0,3 масс.% в родоначальных расплавах и достигало 0,6 масс.% в наиболее магнезиапьных стеклах по данным [Симонов и др., 1996] (рис.17). Благодаря специфическим условиям рифтогенеза (более прогретой литосферы вблизи острова Буве) первичные расплавы имели возможность длительной кристаллизации в промежуточных очагах на глубине 10-12 км. Степень фракционирования изливающихся расплавов могла доходить до 90% [Сущевская и др. 1999].

Уникальным, установленным только в Индийском окане, является тип толеитовых магм, обогащенных 81 и обладающих пониженными концентрациями *П, N8 (рис.19). Впервые подобные толеиты "переходного" к акдезитовому типу были отмечены в скважинах ОЗОР

220, 221, 236 в Сомалийской и Аравийской котловине, относящиеся к возрастному интервалу около 70-40 млн лет назад [Frey et al., 1982; Dmiiriev, 1974]. Нами в дальнейшем подобные составы были найдены на Восточно-Индийском хребте (ВИХ) и в западной части Юго-Западного Индийского хребта. Вариации химических

0.5

SS i 1

ä 1

0,i

i? 1

0.25

ifl |

■ 3 ö

I10I04») £Л

1в

к и

О 14

14 ■х n

И MS. *

о в 10 V i 10

LL • — i 6

Mgü . ftic%

MgQ Bec.%

Рис.18. Положение составов стекол Si-тина относительно линий фракционирования первичного расплава,

выплавляющегося в ходе полибарического (от 20 до 4 кбар) фракционного аккумуляционного (степень плавления 28%) плавления лерцолитовой мантии [Niu, Batiza, 1991) Значками показаны составы стекол отдельных станций опробования. 1 -района TCP. 2-4 - фланги АИХ; 2-сю.23б. 3 - асе 221, 4 - скв.220; 5 - ЮЗИХ (ЗГ в.О ). 6-7 - ВИХ 6-станция 403. 7-станция 415.

составов стекол 51-типа незначительны, хотя стекла представляли собой зоны закалки различных по минералогии базальтов от олнвин- до плагиоклаз-клинопироксен-

порфировых Можно отметить, что их появление как в западной так и восточной части Индийского океана приурочено к возрасту около 60 - 40 млн [Сущевская и др , 1998] По составам кремнистые толеиты близки к низкотитанистым траппам Тасмании [Hergt et al 1989] Параны [Wilson, 1989] Исходные расплавы для Si-TOP, отличающиеся низкими концентрациями Na, Ti, повышенными СаО/АЬОз, Si, близки к модельным составам расплавов [Niu, Batiza,1991], полученным в ходе фракционного полибарического плавления, в интервале давления 20-4 кбар с суммарной степенью плавления около 28%

Фракционирование подобного расплава при Р = 0-2 кбар, в интервале температур 1150-1210°С, в первом приближении, удовлетворительно описывает изменение концентраций петрогенных элементов во всех Si-расплавах Индийского океана (рис 18) Изученные образцы Si-стекол из скв 236 DSDP и MD34-D5 (40° в д Юго-западного Индийского хребта) и со станций 403 и 415 (Восточно- Индийского хребта), кроме последних, относятся к средне дифференцированным разностям (MgO-6-7%) Реально определенные составы вкрапленников оливинов Fogs 88 и клинопироксенов были близки к модельным [Сущевская и др , 1996]

Процесс ранних этапов эволюции магматизма в восточной части Индийского океана был прослежен на основе изучения базальтов, драгированных в области Восточно-Индийского хребта и Западно-Австралийской котловины, а также материалов

глубоководных скважин [Сущевская и др ,1991, 1996, 1998] Это особо важно потому, что

формирование центральной части Западно-Австралийской котловины, хребта Инвестигейтор и

ТО р.- 1

Fe Т (ТОР 2\

•TOP-2

шел базальты

Рис 19 Распространение в предеюх древней спрединговой зоны -прото-ЮВИХ базазыпое раззичных типов и разной степени обогащения Составзено по реконструкцияч, приведенные в работе [Яоуеге/а!, 1989/

Цветом отмечены базальты разной степени обогащения по (ЬЫ§т)п отношению дебетированные - незалитые значки (с (¿,а/5т)п< 0,8) черные - с (1а'5т)п >2 серые -с про\<еж\точными значениями Штриховой пошей отмечены древние спрединговые зоны цифрами номера магнитных аномспий и скважин О.^О/'

других поднятий восточной части

Индийского океана происходило в

пределах древней спрединговой зоны -

кпрото» Юго-Восточного хребта, разде.тяющего Индию и Австралию и имевшего иное чем современный Юго-Восточный хребет северо-восточное простирание [Royer. Sandwell, 1989; Кашинцев, 1993; 1994]. Репером для всех тектонических построений, а также для изучения магматизма в пределах древних этапов развития восточной части Индийского океана, является Восточно-Индийский хребет, магматизм которого достаточно хорошо изучен и для которого имеются возрастные данные в интервале 95 - 30 млн лет. Поскольку он является типичной структурой, развившейся в пределах древней спрединговой системы Индийского океана, мы провели для него в первую очередь сравнение составов стекол и базальтов и установили их сходство [Сущевская и др.,1998]. В дальнейшем для установления генетической природы магматизма областей, где не сохранились стекла, мы воспользовались составами базальтов.

Методом кластерного анализа для каждой выборки базальтов из геологических провинций были выделены

устойчивые группы

[Сущевская и др. Л 998); Западно-Австрйя "йская котловина, количество анализов в которой достигало 62, ni amo Harnypaiucm (¡4 анализов), хребет Брокен (27), базальты Юго-Восточного хребта (31), базальты Центрально-Индийского хребта и его флангов (206 ан.), Юго-Западно Индийского хребта и его флангов (82). Восточно-Индийского хребта (207 составов базальтов и 32 стекол). Наиболее представительный кластер для ЗАК объединяет составы базальтов толеитового ряда, близкие к типу ТОР-2. которые повсеместно присутствуют в котловине. Это указывает на сходство условий формирования магм на ранних стадиях раскрытия с современными. Базальты, относящиеся к другим кластерам, заметно более обогадцены К и Р. При этом четко выделяется щелочной тип магм с относительно высоким содержанием КзО (2%) и TiCh (около 3%) к пониженным содержанием кремния (< 49%). Бпигки к нему и щелочные базальты Восточно-Индийского хребта, а также базальты силла скв.261.

100

¡10

' .1,

0,1

ftt as Th l) № Та К La Са Pt> Sr No 5го Zf Н £u Ti SJ Di 1 Er Yb Lu

Рис.20. Характер распределения янтофильных элементов < стеклах, нормированных к при.иитиеной мантии no(Suht McDonough, 1989]

Остальные типы базальтов отличают относительно низкие содержания Ti, Na Са, Fe при повышенных концентрациях К, Р В целом они сопоставимы с низкожелезистыми' базальтами, развитыми на Восточно-Индийского хребте и на плато Натуралист [Thompson et al 1978] Магмы этого типа также широко изливались и в пределах древней спрединговой зоны, формируя 2-ой сейсмический слой в пределах хребта Инвестигейтор и собственно ложа Западно-Австралийской котловины Небольшая группа составов базальтов, отличающихся повышенным содержанием Fe, Ti объединяет базхльты, развитые в центральной части Восточно-Индийского хребта, ранее они отмечались и на хребте Брокен [Силантьев и др , 1986] Таким образом, в пределах Западно-Австралийской котловины мы имеем развитие всех типов магм, характерных для всей восточной части Индийского океана и в первую очередь для Восточно-Индийского хребта (рис 19) В сравнении с выделенными средними составами кластерных групп базальтов Центрально-Индийского и Юго-Западного Индийского хребтов и их флангов (около 280 анализов), базальты восточной части Индийского океана - более пестрые по составам с более частым присутствием сильно дифференцированных составов (MgO <5%) Новые данные по составам литофильных элементов показали, что расплавы различных ИСОХ существенно варьируют только по содержанию наиболее несовместимых элементов (рис 20) Их отличительной особенностью является наличие отрицательной Sr аномалии и отсутствие какой-либо аномалии РЬ Относительно обогащенные несовместимыми элементами стекла распространены в районе ТС Родригос, области Юго-Восточного Индийского хребта, ТС Б\'ве Для обогащенных толеитов ТС Родригос характерны спектры составов, нормированных по примитивной мантии [Sun, McDonough, 1989], с отрицательной аномалией Th U типичной для многих обогащенных лав восточной части Индийского океана в частности

для оливиновых толеитов поднятий Кергелен,

Аф Никитин [Вопзоуа « а1 2001] и Восточно

Индийского хребта,

Стекла Б1-ТОР разных районов

Индийского океана значительно

87403D3 - 87415D

100,0

10,0

1,0

то ленты Si-типа

Rb Ва Th U Та

I» Се РЬ Sr Nd Sm Zr H! Eu T Cd Li Y Er Yb Lu

Рис 21 Спайдергралшы составов стено 7 Si-muna Mil-5 -стекло in западной части ЮЗ ИХ, 236- скв DSDP, остальные стекла центразьной части Восточно-Индийского хребта

варьируют по содержаниям несовместимых элементов (рис.21). Их отличает положительная аномалия РЬ, ТЬ. Результаты сравнения базальтов по вариациям лигофильных элементов в пределах ВИХ, его флангов и котловины, включающей структуру хребта Инвестнгейтор, показывают, что во всех случаях наблюдается развитие как обогащенных, гак и деплегированных разностей, но степень обогащения в базальтах Восточно - Индийского хребта более сильная. Базальты, поднятые иа флангах ВИХ в основном имеют близкий к хондритовому характер распределения [Сущевская и др., 1998].

- ойчн

0.70С. 0.™

«им

ИндийСкм*

тор/

/ [Sri

- '1ЩХ

« > v

нкжчй* 1

_ сора Йархмяа

1 кора -

1 Л L-

о £>ii

га

'рь/1

Установленные значения изотопных отношений Sr, Wd. РЬ. в магмах Восточно-Индийского хребта н Западно-Австралийской котловины показывает, что они близки между собой и имеют существенные сдвиги S7St/ wSr (0,7034-0,7046) от нормального

обедненного ТОР [Сущевская и др., 1996].

Наиболее низкими значениями H3Nd/ H4Nd

характеризуются базальты, драги posa иные с

западного склона Восточно-Индийского Основной

интервал значений по I43mj, 1«к

Рис. 22. Вариации изотопных отношений Sr-Nil в базальпЩ хребта, Индийского океана и магмах, связанных с проявлением Кергелен-плюма по данным ¡Frey et aL, 1996, Микояну е.

¿1,1995,1996; Basti, 1995; Борисова и др., 1996; Сущевская и др., 1996/. NJNd/ 144Nd равен

Положение полей приведены по [Frey ei al.. 1996] Данные по базальтам скоррелированы на возраст Обогащенные источники ЕМ-} и ЕМ-2 по [Hart 0.5129-0,5 130, и в него 1988). стрелкам доказаны источники обогащения, связанные t

компонентами верхней нижней континента!ьой коры. попадают, как образцы

Западно-Австалийской котловины, так и Восточно - Индийского хребта Во всех провинциях восточной части Индийского океана связываемых с влиянием плюма Кергелен на ранних этапах раскрытия, обнаруживается схожий мантийный компонент с близкими соотношениям литофильных элементов и с повышенными значениями и пониженными 20бРЬ/204РЬ (ЕМ-1) (рис 22,23) Он типичен также для магматизма, проявленного на краях материков при расколе Гондваны Бамбари (юго-западная Австралия, возраст около 130 млн лет), Раджмахальской трапповой провинции (Индия 110-115 млн лет) базальтов плато Натуралист (100- 58 млн лет), оливиновых толеитов, формировавших основание поднятия Аф Никитина (90-80 млн лет), щелочных базальтов поднятия Конрад (95-80 млн лет) (рис 22,19)

В меньшей степени это присуще базальтам плато Кергелен (скв 738), толеитам Восточно - Индийского хребта Для базальтов хребта Инвестигейтор и прилегающих районов котловины примесь обогащенного компонента типа ЕМ-1 не обнаружено В лавах Архипелага Кергелен образованных позднее, около 45 млн лет назад в более молодых

базальтах поднятия Аф Никитина толеитах хребта Брокен и в большей части базальтов плато Натуралист на первое место выходит иной [ ! обогащенный компонент, более сопоставимый с ЕМ-2, отличающийся в

Ait ' I, Tv м

N Ь К La Са Nd

I Кэогр-

ИХ

Ва Th Mb К La Са Nd S' Si Tl a Eu Y Y£>

Pue 23. Сравнительная геохимическая характеристика магм древних поднятии Индийского океана

Содержания ттофильных элементов нормированы к прим мантии по [Sun McDoitnagh 1989]

первую очередь повышенными значениями 87Sr/86Sr и радиогенными РЪ (рис 22) Это же в разной степени характерно и для базальтов Западно-Австалийской котловины и Восточно -Индийского хребта К типичным представителям такого источника по изотопным данным относятся острова Амстердам и Сан - Поль Подобные геохимические аномалии с высоким радиогенным Sr и нерадиогенным РЬ и Nd и деплетированием по Th Та and Nb поднятия Аф Никитина и других аномальных толеитов, образующихся в пределах "прото"-ЮВИХ, трудно

объяснить примесью в источнике рециклированного вещества древней океанической коры, которая должна характеризоваться РЬ минимумом и более низкими содержаниями ТЬ, и [С!]аи\'е1 е( а1. 1995]. В тоже время породы нижней континентальной коры (гранул иты) отличает обеднение ЫЬ. Та, относительно легких РЗЭ. что часто проявляется в траппах, контаминированпы* нижними частями континентальной коры [Ткотркоп е1 а1.. 1983]. Установленная для олиеиновых толеитов Аф.Никитина контаминация первичных расплавов нижнекоровым материалом показала, что она может образовываться в ходе просачивания магм через материал, представляющий собой по геохимии вещество гранулитов. со степенью ассиадяции менее 30% [BoгLsova е1 а1., 2001]. В пределах современных хребтов Индийского океана установлено меньшее распространение геохимических аномалий по сравнению с С АХ. Они не столь протяженные как в Атлантике и приурочены к следующим районам; Абстрало-Антарктического несогласия, ТС Родригос, ТС Буве, 11-14° в.д. Юго-Западного Индийского хребта, районам СОХ вблизи островов Сан-Поль. Амстердам, принц Эдвард (рис.24).

♦

О0

ifiLaíJM,

I •• < £

-"?** -.................................■........ -- "

i ♦ . . .

f " - 4 Л ♦♦ ♦ ш М ' iSj

4 ♦

37---■—-----------_-,-----------,.....—,----------,--

-5 5 15 25 35 45 55 66 75 85 95 10S 115 125 135

Рис. 24. Вариации изототопных отношений Sr, РЬ в стеклах хребтов Южного океана но данным //Jojso et al.,19SS; Malioney el al.,1939,1992,2002; Pitee el al., I9H6; Klein e< al., 1991; Ic Riiax el at., 37,39; Dickey el al.. 1977; Meyzen et ai, 2003; Сущевская » др. ,1999, 2003¡.

Í9

Аномалии существенно различаются между собой по тип} обогащенного примесного компонента По распределению толеитов с различными изотопными характеристиками вдоль Юго-Западного Индийского хребта и Юго-Восточного Индийского хребта (от района ТС Буве до района Австрало- Антарктического несогласия) выявляется несколько различных геохимических провинций, в пределах которых видны основные тенденции обогащения толеитов Если в восточной части Юго-Западного Индийского хребта, от 20" в д до ТС Родригос, спорадически встречаются базальты с низкими значениями 206pb/204pb (мшшмальное около 17) и 143Nd/M4Nd (до 0,5124), то в его западной части и ТС Буве обогащенные базальты имеют другую тенденцию в обогащении, с повышенными значениями 20бРЬ/204РЬ и 208РЬ/204РЬ (максимальное 19,6 и 39,4 соответственно) и Sr (рис 24)

Подобные тенденции прослеживаются от зоны 14-16° вд Юго-Западного Индийского хребта где преобладают толеиты малоглубинного типа (Na-TOP) и далее на запад вдоль Американо-Антарктического хребта до хребта Брансфильд Этот же тип обогащения типичен и для некоторых Антарктических островов [Сущевская и др , 2002, 2003] В пределах ЮВИХ в основном развиты обедненные магмы Обогащенные их разновидности появляются вблизи островов Сан-Поль, Амстердам и в пределах Австало-Антарктического несогласия В районе 95 и 110° вд отмечаются незначительные аномалии с повышенными значениями 87Sr/86Sr = 0,70 3 6, 206Pb/204Pb=18,35, 208Pb/204Pb =38,35, не связанные с какими бы то ни было структурными неоднородностями

Лежащий на стыке океанов район Австало- Антарктического несогласия разбивается на две области - с тихоокеанской тенденцией (низкие значения 87Sr/86Sr и 206РЬ/204РЬ) и индийской (пониженные 206РЬ/204РЬ и повышенные 87Sr/86Sr) [Klein et al ,1991]

Выводы

♦ Процесс аккреции океанической коры в спрединговых хребтах Индийского океана связан с генерацией и фракционированием родоначальных расплавов (тип ТОР-2) типичных для всех спрединговых зон Мирового океана, кроме района северной Атлантики Распространение толеитов, обогащенных Na, Si и обедненных Fe (Na-TOP), в области тройного сочленения Родригос, в западной части Американо-Антарктического хребта и в пределах зоны Австрало-Антарктического несогласия маркирует более "холодные" районы океанической литосферы, являющиеся граничными областями между крупными тектоническими провинциями спрединговых зон Происхождение подобных толеитов связано с наименьшей глубиной и температурой генерации первичных расплавов под СОХ

♦ Только в пределах Индийского океана выявлены толеиты, обогащенные и обедненные N8, Ъ, Ре (БьТОР), близкие по многим параметрам к низкотитанистым траппам Гондваны Условия образования подобных магм пока достоверно не установлены На основе существующей модели [№и, Вайга,!99!] их появление можнт быть связано с высокими степенями плавления обедненной мантии Типичные тотеиты кристаллизовались при небольших, давлениях (0-2 кбар) в интервале температур 1150-1210°С В более древних частях ложа Индийского океана они распространены в Сомалийской и Аравийской котловине и центральной части Восточно-Индийского хребта

♦ Магматизм ранних стадий спрединга по генетическим особенностям близок к современным хребтам, но существенно более многообразен Здесь присутствуют, как толеиты ТОР-2, так и более глубинные ТОР-1, а также базальты с пониженными содержаниями железа в первичных расплавах В пределах Западно-Австралийской котловины небольшой процент составляют щелочные базальты Отличительной особенностью магматизма древнего ЮВИХ явились излияния толеитов обогащенных железом в ходе длительного фракционирования расплавов в промежуточных камерах

♦ Сложность тектонического развития Индийского океана отражается в геохимической гетерогенности толеитового магматизма, развитого на ранних этапах эволюции океана Образование птюма Кергелен существенно повлияло на формирование в древней спрединговой зоне подводных плато, к которым относятся Восточно-Индийский хребет плато Аф Никитина, Натуралист В них развиты обогащенные (в разной степени, но сходным образом) толеиты, формирование которых могло происходить в ходе эволюции птюма Кергелен и его взаимодействия с нижнекоровым континентальным субстратом, что привело к обогащению генерирующихся под хребтами магм В одном случае это могли быть древние гранулиты, наиболее сильно обедненные >раном и торием (что наиболее проявлено в магмах плато Аф Никитина Кергелен Натуралист), в другом - метасоматизированная субконтинентатьная мантия (поднятие Конрад, частично Юго-Восточного Индийского хребта, хр Брокен) Впоследствии обогащенные расплавы могли мигрировать вдоль осевой зоны "прото"-ЮВИХ

♦ Геохимические характеристики базальтов Западно - Австралийской котловины отличаются от базальтов ранних стадий формирования поднятий Аф Никитина Кергелен Натуралист, не имеют характерных М), Та минимумов и РЬ максимумов, а по характеру обогащения относятся преимущественно к слабообогащенным разностям

♦ Образующиеся в пределах современного Юго-Восточного Индийского хребта базальты представляют собой типичные деплетированные толеиты, с небольшим обогащением в сегментах ЮВИХ вблизи островов Сан-Поль, Амстердам, с редкими единичными аномальными участками в районе 96-100° в д и существенной аномалией в районе Австрало-Антарктического Несогласия на стыке двух спрединговых хребтов ВТП и Юго-Восточного Индийского хребта В пределах Юго-Западного Индийского хребта обогащенные толеиты обнаруживаются вблизи Тройного сочленения Родригос района 39-41° вд Эти аномалии несут в себе отголоски обогащенного компонента, проявленного в древних плато Аф Никитина, Кергелен и др, имеющих низкие 206РЬ/204РЬ и высокие 875г/865г отношения Это может отражать участие в процессе плавления блоков метасоматизированной более древней субокеанической мантии

♦ Отдельную геохимическую провинцию представляет собой западное окончание Юго-Западного Индийского хребта, отделенное от его центральной части серией протяженных трансформных разломов В его пределах, так же как и на южном окончании САХ и Американо - Антарктическом хребте, присутствуют обогащенные толеиты обогощенный компонент которых идентичен таковому четвертичных вулканитов на островах восточной Антарктиды

У. Особенности рифтового магматизма - как отражение региональной геодинамики

Рифтовые зоны Индийского и Атлантического океанов относятся к медленно-спрединговым, что позволяет предполагать сходный механизм генерации и фракционирования первичных магм под ними Вместе с тем, история их раскрытия характеризуется рядом принципиально различных черт Если для Атлантики с ранних этапов эволюции типично раскрытие восточно-западного направления, то кинематика раскрытия Индийского океана была гораздо более сложной Выявленные нами тектоно-магматические провинции САХ Полярная, Северная, Центральная, Экваториальная и Южная - различаются как по времени раскрытия, так и по ряду черт геодинамического развития Так, Северная, наиболее молодая, связана с развитием Северо-Атлантического плюма Центральная провинция соотносится с наиболее древним этапом раскрытия Атлантики Экваториальная провинция, в пределах которой находятся наиботее протяженные трансформные разломы транс-континентального типа, формировалась на стыке двух разновозрастных провинций И наконец, Южная провинция, испытывающая влияние современного Африканского плюма, отличается широким распространением в восточной части подводных гор и поднятий, [Кононов, Мирлин Сущевская 2002] В

♦ сев А-гтанМкэ

X Лрват^р^а^ьчаи Атпантикэ

щ централь н Эй Атпзнт^Кг!

□ Юшказ Атлантика л. оквзч

Индийском океане в пределах трех спредингоЕых хребтов практически не выявляются области с определенными различиями*

Исключение составляет западное окончание ЮЗИХ, отделенное от основной его части серией трансформных разломов, которое в своей истории связано скорее с раскрытием южной части Южной Атлантики. Проведенная типизация составов стекол в пределах отдельных тектонических

провинций Атлантического и Индийского океана показала, что основные кластерные группы близки между собой, что отражает сходство условий их формирования и степени обогащения, В то же время лишь в пределах Индийского океана обнаружены кластеры .4:-ТОР, а кизке-На - типы расплавов, отождествляемые с типом ТОР-!. наиболее типичны для северной провинции САХ (рис.25). Наименее дифференцированные расплавы изливаются в пределах Центральной Атлантики. Расплавы, относящиеся к типу Ыа-ТОР, встречены в Полярной (хр. Книповича) и экваториальной Атлантике и в Индийском океане. В одном случае - это облас ги ультрамедленного спрединга (восточное окончание Юго-Западного Индийского хребта, хребет Книиовича), В других случаях - таких, как Приэкваториальная провинция САХ, зона Австрало-

Рис. 25. Сравнение выделенных средних

кластерных групп стекол и базальтов Индийского и Атлантического океанов.

Отмечается присутствие только в Индийском океане ТОР. отличающихся приыи/енными значениями и пониженными Л'«.

Антарктическое несогласия. 14-16'' в.д. Юго-Западного Индийского хребта, связи со скоростью спредипга не обнаружено. В целом не наблюдается корреляции и распространении нейрохимических типов расплавов со скоростью спредннга. И а Инло-Атлантическом и Тихоокеанском секторах Земли преобладающим типом' толеитов несомненно является ТОР-2 [Suschevskaya, Tsekhonya, 1993;]. Появление более глубинных типов ТОР-1 главным образом связано с областями более горячей литосферы, которая подвержена воздействию "горячих" точек. 13 Индийском океане такие расплавы фиксируются в основном на флангах хребтов. Для Атлантики составы ТОР-1 тоже отчасти характерны для древних базальтов [Сушсвская,1982]. Однако, областью их развития является Северная провинция С АХ вплоть до района хребта Мона. Вопрос пространственно-временной смены генетических типов толеитового магматизма чрезвычайно сложен и непосредственно связан с расшифровкой геодинамического режима отдельных провинций с момента их раскрытия, остающегося все еще недостаточно изученным.

Оценка геохимического характера магматизма, с учетом полученных нами новых

D.7D3S

0.70SD 0.7025 П.7П7П

лтлпипг./чесгиГ/ iwir

~ м

л ja

J \г

-70-60 -50 -40-30-20 -10 О 10 20 30 40 вО 40 W #0

Рис.26. Различия изотопных отношений 87Sr/6Sr в наиболее обедненных стеклах хребтов Атлантического и Индийского океанов.

Построено по средние значениям для одного градуса Верхний рисунок заимствован из работы Хофмана [Hof mann, 2003]. для Индийского океана использованы данные работ [Dos so et al.,1988; Mahoney et ai, 1989. ¡992,2002: Price et ai, ¡986; Klein et al.,1991; le Roex et ai, 87.89; Dickey et ni . 1977, Meyzen et ai., 2003; Сущевская u др.. 1999.2003]. Можно отметишь, что если уровень обедненного ТОР Атлантического океана лежит а пределах значений 0, 7022-0.7025. то для Индийского он выше- 0.7025-0,7029.

данных, показала, что по некогерентным элементам и радиогенным изотопам океаническая верхняя мантия и в Индийском и в Атлантическом океанах близка по степени и характеру обеднения Типичным регионом, где развиты подобные толеиты явтяется Центральная провинция САХ В то же время для наиболее обедненных расплавов Атлантических ЮР можно отметить более низкий уровень изотопных отношений Sr, Pb по сравнению с Индиискими (рис 26) На фоне повсеместно проявленного обедненного ТОР в пределах медленно-спрединговых хребтов выявлены районы распространения обогащенных толеитов Установленные различия в геохимии обогащенных компонентов отдельных провинций показывают, что они образованы при сложных процессах обогащения, а сам характер источника не соотносится с каким- либо одним источником, названным в литературе ЕМ-1, ЕМ-2, HIMU [Hart, et al 1988] Процесс формирования большинства провинций Атлантики является типичным примером образования коры в пределах медленно-спрединговой зоны, сохраняющей практически постоянное меридиональное направление В тоже время существуют специфические черты геодинамического развития Атлантики, которые предопредели чи ее дальнейшую судьбу Первое - это то, что раскрытию Атлантического океана предшествовал интенсивный вулканизм вдоль будущей спрединговой зоны Пики интенсивности вулканической активности в каждой из трех глобальных провинций Атлантики (Северной, Центральной, Южной), близки ко времени раскрытия океана во всех трех сегментах Они отмечены в периоды времени 175-185 млн лет (разделение Северной и Южной Америки), около 120 млн лет (отделение Африки от Южной Америки) около 70-55 млн лет (отделение соответственно возвышенности Роккол и Гренландии от Европы) [Миртин, Сущевская, 1990] Таким образом, на начальных этапах раскрытия основные крупные провинции Атлантики развивались практически независимо Второе - образование спрединговых зон происходило вдоль уже сформированной в позднем палеозое сложной разветвленной системе рифтов, протягивающихся с севера на юг [Burke, 1976], а раскол мегаконтинента начинался не сразу по всей длине рифтов, а при формировании наиболее крупных рифтогенных впадин типа "pull-apart" отделенных друг от друга протяженными сдвигами Это отразилось в ступенчатом характере границы между океанской и континентальной корой, особенно хорошо прослеживаемой в пассивных окраинах Бразилии и Западной Африки [Karner, Dnsscoll,1987] Образующиеся зоны спрединга, как бы наследуют в своем дальнейшем развитии эту первоначальную сегментацию различных порядков Выявленные тектоно-магматические провинции САХ могут отражать первоначальную структурную и химическую неоднородность литосферы

Не только такие параметры, как скорость подъема верхней океанической мантии, ее потенциальная температура, характер спрединга, но и состав литосферных блоков встречающихся при ее подъеме, могут привести к тем петро-геохимическим неоднородностям, которые мы наблюдаем в пределах Индо-Атпантического сегмента Земли В быстро-спрединговых хребтах, где превалирует более интенсивный подъем мантии и быстрый спрединг, образующиеся расплавы в основном несут обедненные характеристик [Меланхолина, Сущевская 2002, 2003]

Вероятно, геохимически обедненная верхняя мантия выдержана по составу под всеми океанами, но в процессе подъема, остановки и возможного взаимодействия (подплавления) с нижними частями континентальных блоков, она может быть существенно метасоматизована, обогащена

В областях «холодных» зон Мирового океана, отмечаемых в пределах медленно-спрединоговых хребтов (приэкваториальная зона САХ, хр Книповича, восточное окончание Юго-Западного Индийского хребта, Американо-Антарктический хребет) выявлено большое количество геохимических аномалий, непосредственно не связанных с плюмами Именно в этих зонах возможны процессы деструкции литосферы, присутствие неспрединговых блоков, как это проявлено в Полярной Атлантике и в наиболее хорошо изученной Приэкваториальной провинции САХ В последней при распространении всех генетических типов базальтов (от производных глубинных ТОР-1, нормальных ТОР-2, малоглубинных Ш-ТОР до щелочных разностей) характер обогащенного компонента во всех случаях имеет сходные черты по литофильным элементам и изотопным отношениям Характерно, что по изотопным отношениям этот компонент аналогичен таковому, отмеченому в карбонатитах Западно-Африканского рифта По-видимому во многих провинциях на начальных этапах формирования медленно-спрединговых океанов, процесс образования океанической коры связан с внедрением астеносферных расплавов в континентальную кору, с ее переработкой образованием обогащенных коровым компонентом магм и формированием мантии переходного типа (субокеанической) в области перехода океан-континент Этот процесс будет зависеть от множества геодинамических факторов, в том числе и от специфики геологического строения раскрывающихся областей Именно поэтому изучение геологии зон перехода океан-континент так важно при расшифровке геолого-тектонической эволюции Мирового океана

Две провинции Индо-Атлантического сегмента Земли испытали на себе влияние плюмового воздействия это - Северная в Атлантике и Южная часть Индийского океана Установленное распространение толеитов глубинного типа ТОР-1 в Северной

провинции САХ сопряжено с подъемом ботее горячей мантии связанной с развитие,м в этой области Северо-Атлантического плюма с возрастом около 60 млн тет Магматизм, проявленный вдоль континентальной окраины Восточной Гренландии и Северо-Западной Европы предшествовал и сопровождал формирование спрединговой зоны [Saunders, et al, 2000] Со времени около 20 млн лет активность Северо-Атлантического плюма сместилась в район Исландии [Fitton, et al, 1997]

Более северные хребты Мона и Книпович, относящиеся к более «хочодным» океаническим провинциям, не испытывают на себе влияния северо-Атлантического птюма и характеризуются развитием толеитов менее глубинных типов ТОР-2 и Na-TOP Но в геохимическом отношении распространенные здесь лавы близки к обогащенному источнику, проявленному в древних траппах Гренландии и щелочных базальтах Ян-Майена (рис 14) Обогащение последних связано с контаминацией веществом древней континентальной литосферы Эти факты могут подтверждать возможность образования протяженной провинции мантии, метасоматизированной на ранних этапах раскола Пангеи, и впоследствии вовлеченной в плавление при развитии структур разрыва [Мирлин 2001] Хребет Книповича, состоящий из системы сменяющихся магматических и «амагматических» зон, косо ориентированных по отношению к спрединговой зоне, может являться примером образования разрыва литосферы по типу «pull-apart» и возникновения зон частичного плавления [Okino, et al, 2002] Установленный наименее глубинный характер магматизма Na-TOP в его пределах [Сущевская и др, 2005] показывает правомочность такой модели Если принять во внимание реконструкции раскрытия Северной Атлантики с учетом изменения положения Ян-Майенской континентальной микроплиты, то можно понять влияние последней на формирование обогащенной провинции рифтовых базальтов вокруг нее, когда образующиеся мантийные расплавы обогащаются при взаимодействии с микроплитой Часть из них, не поступив на поверхность сохранялась в каркасе мантии, а образованная обогащенная мантия могла в дальнейшем участвовать в процессе плавления в ходе смещения центров спрединга Подобный процесс типичен и для района хребта Книповича, расположенного вблизи западной окраины Шпицбер1ена, являющегося осколком континентальной плиты и в процессе эволюции Норвежско-Гренландского бассейна существенно повлиявшей на геохимический характер изливающихся толеитовьк магм [Сущевская и др 2005, 2006] В целом и более глубинные (тип ТОР-1) и среднеглубинные (тип ТОР-2) расплавы, как и наименее глубинные (Na-TOP) могут обладать как обогащенными так и обедненными характеристиками Последнее свидетельствует об отсутствии какой-либо геохимической расстоенности в верних частях мантии

Эволюция Индийского океана в отличие от Атлантики в большой степени зависела от влияния ¡ дубинных пдюмов. Подъем обширного мантийного плюма (Кару-Мод), внедрившегося под литосферу центральной Гондваны (юго-восточная Африка -Восточная Am арктика), создал термальную аномалию в верхней мантии диаметром около 2000 км в средне торекое время (160 160 млн пет назад) и обеспечил режим растяжения за счет куполообразного выгибания земной коры, приведя к широкому развитию траппового магматизма, проявленного в Южной Африке (провинция Кару) и Восточной Антарктиде (Земля Королевы Мод (ЗКМ). Трансантарктические горы). Это предопределило раскол суперконтинента, за которым последовало отделение Антарктиды от южной Африки около Î55 млн лет назад [Martin, Hartnady, 1986; White and McKenzie, 1989: Zang et al,, 2003]. Установленная нами петро-геохимическая близость траппового магматизма провинции Земли Королевы Мод: гор Вестфьелла и оазиса Ширмахера, расположенного восточнее [Беляцкий и др., 2003; 2006; Легчен ков и др., 2004; Сущевская и др., 2004], а

Рис.27. Симметричность расположения шиОМОВ Парана-Этендека и Кергелен в реконструкциях на 150 млн лет по отношению к плюму Кару-Мод,

также определенные возраста базальтовых потоков гор Вестфьелла (180 млн лет) [Luttenen. Fumes. 2000], долеритов Оазиса Ширмахера (171±24 млн лет) [Беляцкий и др., 2006] и даек шелочно-ультраос нов но го состава (150-105 млн лет) в районе оазиса Джетти. расположенного на восточном побережье Антарктиды южнее Кергелена [Лайба и др.,1987], указывают на возможное распространение плюмового вещества на восток вдоль крупнейшей в Антарктиде континентальной рифтовой системы Ламберта-Эймери. Подобный процесс растекания плюма (на восток и запад) мог привести к тому, что спустя 40 млн лет практически одновременно в пределах южных провинций Атлантического и Индийского океанов проявились мантийные плюмы Этендека-Парана с одной стороны и Кергелен, как отголоски супер-плюма Кару-Мод (рис. 27) . Проявление плюма Кергелен

не превышают по возрасту 136 млн лет (базальты Банбери, юго-западной Австралии 105 -136 млн лет), тогда как основной эпизод магматизма произошел около 115 млн лет назад, т е через 20 - 25 млн лет после отделения Индии от Антарктиды (135- 140 млн лет)

Как было установлено, на ранних этапах спрединга в восточной части Индийского океана образовывались магмы преимущественно толеитового состава с признаками обогащенного в разной степени источника Хотя преобладали расплавы ТОР-2, но часть магм относилась к более глубинным типам (ТОР-1) и более редким щелочным В пределах спрединговой зоны существовали участки с более интенсивным магматизмом где около 80 млн лет назад (с запада на восток) происходило образование подводных поднятий Конрад, Аф Никитина, Кергелен, Восточно-Индийский хребет, Натуралист (рис 19) Особое структурное положение занимал Восточно-Индийский хребет, который напоминает в плане современную приэкваториальную зону Атлантики [Сущевская и др ,1996] Процесс внедрения Кергелен-плюма вблизи существовавшей спрединговой зоны, происходил вдоль континентальных окраин, о чем свидетельствует его проявление на побережье Австралии и Индии Это могло привести к взаимодействию и заражению расплавов веществом литосферы Благодаря существенной неоднородности континентальной коры, обогащенный примесный компонент может быть также разнообразен Наиболее обогащенные магмы сосредоточены в западной части древнего хребта на поднятиях Конрад, Афанасия Никитина, Кергелен-Брокен, магмы которых бтизки по геохимии с базальтами Раджмахала (рис 22,23) Около 40 мтн лет назад произошел перескок оси спрединга, пересекший плато Кергелен Базальты, образующиеся в пределах современного Юго-Восточного Индийского хребта - типичные деплегированные точеиты, относящиеся к генетическому типу ТОР-2 [Сущевская и др , 1996] с небольшим обогащением в сегментах хребта вблизи островов Сен-Поть Амстердам Сам характер обогащения лав Кергелена изменился [Weis et al, 1993] Его характеристики полностью сопоставимы с данными по гипербазитовым включениям в базальтах и отражают плавление мантийного субстрата, метасоматизированного щелочными расплавами [Mattielli et al ,1996]

Иной геодинамнческнн режим развития типичен для области Южного океана, связанного с расколом Западной Гондваны Южная часть Атлантического и западная - Индийского океанов, расположенная южнее разлома Агульяс и западнее разломов Дю Тойт, Эндрю Бейн (25-30° вд), развивалась специфически Она характеризуется объединением трех медленно-спрединговых хребтов САХ, Американо-Антарктического и Юго-Западного Индийского хребтов, положение которых относительно друг друга менялось во времени Можно выявить по крайней мере три

крупных события, б ходе которых, спредннговые хребты формировали тройное сочленение Буве: 119-122 млн. лет назад - (ТС Буве 1), 93-105 млн. лет назад — (ТС Буве 2} и от 30 млн. лет назад до настоящего времени - современное ТС Буве 3 [Дубинин и др.. 1999].

Расплавы, развитые в пределах современных хребтов данного региона, соотносятся с разными по глубине их генерации типами толеитового магматизма (ТОР-1, ТОР-2, Ка-ТОР). но близки по характеру геохимического обогащения и ло жаться и а единый тренд, крайними членами которого являются обедненные и обогащенные составы [Сущевская и др., 2003]. Последние по всем геохимическим характеристикам близки к четвертичным базальтам Антарктического полуострова (рис. 28,29). Большую часть составляют слабообогащенные то леи ты.

Установленные изменения в геодинамическом режиме, главные из которых: продвижение рифта (западная часть Юго-Западного Индийского хребта) или перескок оси хребта (ЮСАХ), столкновение астеносферного потока с континентальным «барьером» Фолклендского плато на этапе развития ТС Буве], «прорыв» астеносферного потока по каналу между Антарктическим п-овом и южной оконечностью Южной Америки [Дубинин и др., 1999] - все эти события находят отражение в геохимических особенностях формирующегося толеитового магматизма.

СмфШ ЧС И,

В процессе перестройки сп редин га, плавлением могли быть

Рис.28. Изотопные характеристики деплетированпых и обогащенных рифтовых магм района ТС Еуве и их сравнение с базальтами западной Антарктиды.

Показан тренд смешения расплавов ' обедненного и обогащенного источников.

"рьГРЬ

20.0

затронуты нижние части ранее образованной океанической литосферы,

метасоматизированной расплавами ранних стадий рифтинга. Столкновение астеносферного потока с континентальным «барьером» Фолклендского плато

привело к гигантскому

смещению рифтовой оси вдоль Агульяс-Фолклендской трансформной системы В течение подобного процесса в пределах спрединговой зоны могли оставаться блоки, фрагменты древней континентальной коры, плавление которых могло привести к появлению аномальных высоко-магнезиальных андезитовых расплавов, имеющих геохимические характеристики древних андезитов (низкие значения 143Ыс1/1'14Ш=0,5 1 26,206РЬ/2МРЬ=17 и высокие 208РЬ/204РЬ=38,9, 875г/868г=0,704,) [Катепе1зку ег а1,2000]

В ходе «прорыва» астеносферного потока из юго-восточной части Тихого океана в Атлантику, приведшего к формированию Африкано-Антарктического хребта, в его пределах происходит генерация обедненных толеитов (распространенных вплоть до разлома Булларда) типичных для Восточно-Тихоокеанского Поднятия

Таким образом, рассмотрение геохимических особенностей толеитового магматизма медленно-спрединговых хребтов показало, что их формирование напрямую зависит от геодинамического развития отдельных провинций В одних случаях это влияние плюмов, в других сложное развитие и эволюция спрединговых зон

07022 i— 16

1 + Х

Ч + an

Г+, ~ LA

V+Д \ \ д

гмрр Mmttai Утятин

20SPb/2MPb

д ЮЗЛХ^ТСБ с ЮЗИХ 140в д X сБуяв + Антэрка-вэ

Рис. 29 Близость составов толеитов западного окончания ЮЗИХ (район ТС Буве), аномалии 14"в,д. ЮЗИХ и четвертичных базальтов островов западной Антарктиды и их отличие от толеитов восточной части ЮЗИХ по данным изотопных и редкоэле ментных характеристик

Составлено по данным из работ [Antarctic Research series, 1990, Hole et al, 1993 Hart et al im Сущевская v dp, 2003 2004]

В ходе изучения Северо-Атлантического и Кергелен-плюма не удалось выявить чисто плюмовый геохимический компонент Присутствие (хоть и незначительное)

деплетированных магм и обогащенных компонентов, идентичных и близких к континентальному источнику, прилегающих континентов, позволяет предполагать, что сам плюм представляет собой плавящуюся обедненную верхнюю мантию а обогащенные характеристики он приобретает при подъеме и взаимодействии с континентальными областями

Проведенное исследование рнфтового магматизма Атлантического и Индийского океанов привело к основным выводам, сформулированным в защищаемых положениях

1. На основе систематических исследований базальтов океанического дна, непосредственно собранных автором в многочисленных экспедициях и привлечения литературного материала, выделены главные петрохимические типы толеитов океанических рифтов (ТОР-1, ТОР-2, 1Ча-ТОР, Б1-ТОР) и охарактеризованы их геохимические особенности (с использованием изотопной систематики) 2 Выявлена специфика магматизма медленно-спрединговых зон и выделено 9 петрологических провинций, среди которых уникальной ды Мирового океана явпяется бочее молодая Северная провинция, где рифтовый магматизм имеет более глубинный характер (тип ТОР-1) Наибольшее распространение для современных структур рифтовых зон Индо-Атлантического сегмента имеют толеиты (ТОР-2), что характерно и для быстро-спрединговых зон 3. Установлен магматизм (тип Ка-ТОР), первичные расплавы которого обогащены №, и обеднены Бе, проявленный в более холодных провинциях - (Приэкваториальной Полярной для Атлантики, Австрало-Антарктического Несогласия, Американо-Антарктического хребта, и районов 12-14° вд и 66-70° вд Юго-Западного Индийского хребта для Индийского океана) и типичный лишь для Индо-Атлантического сегмента Земли Происхождение данного типа связано с меньшей глубиной, температурой и степенью плавления мантии Выявлен магматизм (с обогащением 81 и обеднением Т1 родоначальных расплавов - тип БьТОР) характерный лишь для Индийского океана и близкий по составам к трапповыч формациям Антарктиды и Австралии 4 Проведенная оценка параметров кристаллизации родоначальных расплавов типа ТОР-2, Ыа-ТОР под выделенными тектоно-магматическими провинциями показала, что фракционирование расплавов протекает при снижении давления от 8 до 3 кбар, преимущественно на глубине 10-12 км в небольших я недолгоживущих камерах где

расплавы кристаллизуются на 55-65% Дифференциация более глубинных по происхождению расплавов ТОР-1, формирующихся в более разогретых частях океанской литосферы (северная Атлантика), либо вблизи горячих точек (Св Елена, Буве и др), может протекать и в менее глубинных условиях (3-6км), со степенью фракционирования расплавов до 80-90%

5 Выявлены геохимические аномалии в пределах тектоно-магматических провинций и установлены их различия, свидетельствующие о взаимодействии дешетированного источника (океанической верхней мантии) с континентальным источником присутствующем в обрамлении данных провинций Показано, что эти аномалии могут образовываться в ходе плавления океанической мантии с вовлечением в этот процесс а) обогащенной метасоматизировапной субокеанической мантии сформированной на ранних этапах раскрытия (Полярная Атлантика, Приэкваториальная провинция хребты вблизи ТС Буве, Юго-Западный Индийский хребет вблизи ТС Родригос), б) континентальных бчоков, оставшихся вблизи рифтовых зон в ходе дифференцированных движений блоков океанской литосферы, подверженной спредингу -аномалия вблизи о Ян-Майен, аномалия 53° ю ш САХ аномалии в пределах древнего Юго-Восточного Индийского хребта

6 Оценены составы и распределение литофильных элементов в продуктах плавления предельно деплетированного источника дтя Индийского и Атлантического океанов Показано, что обедненный источник Индийского океана, отличающийся от Атлантики более высокими значениям 875г/8б5г и более низкими 206РЬ/204РЬ (Эирге, А1^ге, 1983) идентичен с Атлантическим океаном по соотношению и содержанию литофильных элементов Наиболее типичная, обедненная мантия распространена в Центральной и Южной провинциях САХ

Публикации снс Сущевской Н М в рецензируемых журналах и сборниках, по теме

диссертации*

1 Сущевская ИМ, Дмитриев ДА, Коненкова НИ Петрогенезис тозеитовых лав изливающихся в районе 8-10о сш Срединно-Атлантического хребта Геохимия 1985 №7 с 53-61

2 Сущевская И.М, Кононкова НН, Коксов ГМ, Резник КП Эвопюция тотеитового магматизма западной части Индийского океана (по данным изучения закалочных стекоч) Геохимия 1986 №2 С 157-169

3 Сущевская Н М, Удинцев Г Б, Кононкова Н Н /{очесов Г М Новые данные о составе «-го сейсмического стоя приэкваториальной Атпантики (по данным 7-го рейса НИС «Академик Никотай Страхов») ДАН СССР №3 С 671-676

4 Сущевская НМ, Никулин В В Ищенко Л В Кочесов ГМ Кононкова Проблема гетерогенности толеитового магматизма Индийского океана по результатам петротого-геохимического исследования закалочных стекол Геохимия 1991 №1991 №4 С 461-475

5 Сущевская ИМ, Литвинова Я И ДевирцА Л Геохимия воды и изотопный состав водорода в толеитовых магмах Атпантики Геохимия 1990 №12 С 1730-1741

6 Сущевская НМ,Цехоня ТИ Особенности формирования базальтового магматизма в Приэкваториальной зоне Срединно-Атлантического хребта Геохимия 1994 N5 С 102-118

7 Сущевская Н М , Дмитриев Л В и др, Происхождение и геохимические особенности толеитовых расплавов Красного моря Геохимия 1984 №8 С 1202-1208

8 Сущевская ЯМ Пейве А А, Сколотнев С Г и др Природа рифтового вулканизма района разчомов Рочанш-Чейн (Экваториальная Атлантика) Геохимия 1994 N2 С 287-302

9 Сущевская Н М, Черкашов ГА , Цехон я Т И, Богданов ЮА , Кононкова НН, Бе тяг/кии Б В Магматизм хребтов Мона и Книповича - спрединговых зон полярной Атлантики, Российский журнал наук о земле 2000, т2, №3, С 1-19

10 Сущевская НМ, Цехоня ТИ, Дубинин ЕП Мирлин ЕГ Кононкова НН 1996 Формирование океанской коры в системе срединно-океанических хребтов Индийского океана Геохимия № 10 С 963 -975

11 Сущевская НМ, Цехоня ТИ, Арискин АА Никулин ВВ, Лохов К И Петрохимические особенности точеитовых магм района 26° с ш Срединно-Аттантнческого хребта (обтасть Транс-Атлантического Геотраверса) и усчовия их дифференциации Геохимия 1992 №4 С 504-515

12 Сущевская НМ, Цехоня ТИ Генезис толеитовых расплавов Восточно-Тихоокеанского поднятия (по данным типизации закалочных стекол) ДАН СССР 1992 Т 326 №6 С 10431049

13 Сущевская НМ Удинцев ГБ, Цехоня ТИ Генезис и геохимические особенности толеитового магматизма Срединно-Атлантического хребта(3-5° сш) Докл АН СССР 1992 Т 322 N1 С 147-154

14 Сущевская НМ, Удинцев ГБ, Белящий БВ, Цехоня ТИ, Куренцова НА Магматизм центральной части спрединговой зоны пролива Брансфильд (Южный океан) Геохимия 2002 №6С 612-625

15 Сущевская НМ, Пейве А А Цехоня ТИ и др Петрология и геохимия магматизма активных частей разломов Романш Сан-Паулу и сопряженных с ними частей Срединно-Атлантического хребта Геохимия 1995 №5 С 697-719

16 Сущевская НМ,ь Овчинникова ГВ, Борисова АЮ Белящий Б В Васильева ИМ Геохимическая неоднородность магматизма поднятия Афанасия Никитина,северо-восточная часть Индийского океана Петрология 1996 Т4 №2 С 146-164

17 Сущевская НМ, Михальский ЕМ, Белящий Б В Эволюция магматизма Южного сектора Земли В сб «Петрология магматических и метаморфических комтексрв», вып-4, 2004 Томск С 219-223

18 Сущевская Н М, Коптев-Дворников Е В, Пейве А А , ХворовДМ, Белящий Б В, Каменецкий ВС Мигдисова НА, Сколотнев С Г Особенности процесса кристаллизации и геохимии толеитовых магм западного окончания Африка-Антарктического хребта (хребет Шписс) в районе тройного сочленения Буве 1999 Российский журнал наук о Земле №3 Т1 Ьяр//ео5 \vdch гбэ! ги/цез/це5_гооМт

19 Сущевская НМ, Дмитриев ЛВ, Соболев А В Петрохимический критерий классификации закалочных стекот океанических толеитов//ДАН СССР 1983 Т268 №6 С 953-961

20 Сущевская НМ, Дмитриев ДИ, Колесов ГМ, Лохов КИ Генезис толеитовых расплавов Срединно-Атлантического хребта района 8-9° с ш по данным изучения закалочных стекот Геохимия 1992 №1 С 36-46

21 Сущевская НМ, ГА Черкашов, Б В Баранов КТомаки, X Сато, X Нгуен Б В Беляцкий Т И Цехоня Особенности толеитового магматизма в условиях ультрамедленного спрединга на примере хребта Книповича (Северная Атлантика) Геохимия 2005, №3, с 254-274

22 Сущевская НМ Волокитина ЛИ Тектоника и магматизм Приэкваториальной зоны Срединно-Атлантического хребта Океанология 1995 Т35 №2 С 252-265

23 Сущевская НМ, Белящий БВ, Цехоня ТИ, Мирчин ЕГ, Никушн ВВ, Ромашова ТВ Седых ЭМ 1998 Проблема геохимической и тектонической эволюции восточной части Индийского океана Петрология 1998 Т6 №5 С 528-555

24 Сущевская И М, Цехоня Т И, Пейве А А Специфика магматизма Срединно-Апантического Африкано-Антарктического и Американо-Антарктического хребтов в районе их сочзенения Геохимия 1998 №3 С 250-263

25 Сущевская Н М, Бонатти Э Пейве А А, Каиенецкгт ВС Бечящий Б В Цехоня ТИ Кононкоча НН Гетерогенность рифтового магматизма приэкваториальной провинции Срединно-Атлантического хребта (15° с ш -3° ю ш ) Г еохимия 2002 № 1, с 30-55

26 НМ Сущевская, НА Мигдисова Б В Бетяцкий, А А Пейве Образование обогащенных толеитовых магм в пределах западной части Африкано-Антарктического хребта (Южная Атлантика) Геохимия 2003, №1, с 3-24

27 Н М Сущевская, Б В Безяцкий, ЕП Дубинин Т И Цехоня Е М Михспъский Г ПЛеиченков Геохимические неоднородности толеитового магматизма рифтовых зон, обрам зяющих Антарктиду Геохимия 2003, №8, с 803-816

28 Сущевская НМ, Девирц АЛ, Лагутина ЕП, Никулин В В Пробтема геохимии воды и изотопный состав водорода в толеитовых расплавах Индийского океана Докл АН СССР 1992 Т 323 С 157-161

29 Sushevskaya N М, Volokitina L Р Manifestation of tectonic and petrochemical segmentation during the development of the Equatorial zone of Mid Atlantic Ridge in " Equatorial segment of the Mid-Atlantic Ridge", ed Udmtsev UNESCO 1996 P 47-50

30 Susltchevskaya NM, Tsekhonya TI, Mirlin E G Compansion of the mechanisms of generation and fractiorat'on ot tlioleiitic melts n Indian-At'antic and Pacific rifting zo"cs Experiment in Geosciences 1996 V 5 N 1 P 7-9

31 Suschevskaya NM Tsekhonya TI Geochemica! peculiarities of tholentic magmas and conditions of their differentiation within rift zones of World Ocean Experiment in Geoscience 1993 V 2 N3 С 151

32 Suschevskaya NM, Kamenelsky VS, Muravev KG Tsekhonya T1 Cherka%hov GA and Belyatsk)' В ('Tholentic magmas within the Mid-Atlantic Ridge segments at 25-30o N composition generation conditions, and relation to modern ore formation Geochem International 2000 V 38 SupplPS3-S19

33 Artamono\ A Suschcevskaya NM, etal Geochemistry of basalts and glasses from the east Pasific Rise axis zone at 9°40 45'N, Leg 142 Proc of ODP, Sci Res 1995 V 142 P 83-85

34 Bonalti E, Seyler M, Siisltevskaya N A cold suboceanic mantle belt at the Earth's Equator Science 1993 V 261 P 315-320

35 BonsovaA Yu, BelyatskyB V, Pot tnyagm M V and Suschevskaya N M _Petrogenesis of an ohvine-phyric basalts from the Aphanasey Nikitm Rise evidence for contamination by cratomc lower continental crust Journal of Petrology, 2001,v 42, №2, P 277-319

36 Dmitriev L V, Sobolev A V, Susltchevskaya N M Zapunny S A Abyssal glasses, penological mapping of the oceanic floor and "Geochemical Leg" In Bougault S С , Candle S С ,et al Imt Repts DSDP, 82 Washington (US Govt Printing Office), 1985 P 509-518

37 Kamenetskv VS, Maas R Suschevskaya NM, Norman M D Cartwright I and Peyve A A Remnants of Gondwan continental lithosphere m oceanic upper mantle evidence from the South Atlantic Ridge/ Geology, 2001, v29, №3, p 242-246

38 Eewithim Б В Прасолов Э М Сущевская Н М, Михальскии Е В, Луттинен А В Особенности изотопного состава юрских магм Антарктиды (Земля Королевы Мод) Докл РАН 2002 Т386 №4 С 529-532

39 Бет/кий Б В, Сущевская НМ, Леиченков Г Л, Михальский ЕМ, Лайба АА Магматизм суперпчома Кару-Mod в районе оазиса Ширмахера (Восточная Антарктида Докл РАН 2006 Т 406 №4 С 507-510

40 Борисова А Ю, Никулин В В , Бетяцкии Б В, Овчинникова Г В, Левский Л К Сущевская Н М Геохимия поздних щеточных серий подводных гор Обь и Лена поднятия Конрад (Индийский океан) и особенности составов их мантийных источников Петрология 1996 № 6 С 559 -574

41 Борисова А Ю, Портнягин МВ, Сущевская НМ, Цехоня ТИ, Кононкова НН Исследование озивиновых базальтов поднятия Афанасия Никитина (Индийский океан) петрология и особенности вторичных изменений Геохимия 1997 №1 С 1-15

42 ГЛЛейтченков НМ Сущевская, Б В Беляцкий Геодинамика атлантического и индийского секторов южного океана ДАН, 2003, т 391, Л»2, с 228-231

43 ГричукДВ Сущевская НМ, Васюта ЮВ, Коненкова НН О роли магматических флюидов в формировании химического состава гидротерм Срединно-океанических хребтов Геохимия 1988 №12 С 1741-1752

44 Дмитриев Л В, Соболев А В, Сущевская Н М Условия формирования первичного расплава океанских толеитов и вариации его состава Геохимия 1979 №2 С 163-175

45 Дмитриев Л В, Соболе А В Суи(евскаяНМ Эволюция толеитового магматизма рифтовых зон Мирового океана // 27-й МГК Геология Мирового океана М Наука 1984 Т6 Ч 1 С 147 -149

46 Дмитриев Л В Соболев А И, Сущевская ИМ Условия формирования первичного расплава океанических тозеитов и вариации его состава // В кн Геохимическая модель земной коры и верхней мантии в зонах перехода от континентов к Тихому океану Материалы XIV Тихоокеанского Научного Конгресса Секц В VI, Хабаровск-1979 Владивосток 1982 С 28-35

47 Дубинин ЕП, Суи^евская НМ, Грохольский АЛ История развития спрединговых хребтов Южной Атлантики и пространственно-временное положение тройного сочленения Буве Российский журнал наук о земле, 1999, Т 1, №5, С 423-435

48 Емельянов ЕМ\ Бережный БД, Дмитриев Л В, Ельников ИИ, Сущевская ИМ, Тршюнис ЭС Ларин ГС Ю геотогии Южно-Атлантического хребта в районе 20-30° юш Океанология 1985 №25 С 784-790

49 Кононов МВ Марши ЕГ Сущевская НМ Внутриплитный вулканизм в Атлантическом океане возрастные закономерности и геодинамические следствие ДАН, 2002, Т 382, №4, С 521-525

50 Кононов МВ, Мирит ЕГ, Суи{евская НМ Возрастные закономерности внутриплитного ву лканизма Индийского океана, сопоставление с Атлантикой ДАН, 2003, т 392, №1, с 85-88

51 Меланхоита ЕН Суи(евская НМ Мезо-кайнозойский спрединговый магматизм севера Тихого океана В сб «Петрология магматических и метаморфических комплексрв», вып-4, 2004, Томск С 215-218

52 Меланхопша ЕН, Суи{евская НМ Палеогеновый магматизм в районе разлочной зоны Меррей ( Тихий океан) ДАН, 2002, Т 384 №2 С 238-242

53 Меланхолина Е И Суи{евсКая НМ, Бетцкий Б В Развитие толеитового магматизма в СевероТихоокеанском регионе ДАН, 2003, т 391, №1 С 75-79

54 Миртн Е Г VВ Кононов НМ Сущевская Вихревые спрединговые системы в литосфере и верхней мантии океанов ДАН 2005,Т 401 ,С 507-510

55 Мирлин Е Г, Пшенина И А ,Сущевская НМ Тсктономагматичсекие провинции осевой зоны Восточно-Тихоокеанского поднятия Докл АН СССР 1992 Т327 №3 С 368-373

56 Миртн ЕГ Сущевская НМ Тектономагматическая сегментация срединно-океанскич хребтов, майтийный апвеллинг, асимметрия Земли Геотектоника 1992 №2 С 3-21

57 Мигдисова НА НМ Суи<евская, А В Латтенен Е М Михачъский Вариации составов клинопироксенов различных геодинамических обстановок из района Антарктиды Петрология 2004, Т12, № 2 С 206-224

58 Нестеренко Г В и Сущевская НМ Базальтовые стекла СКВ 442-В (Филиппинское море) Геохимия, 1981 №9 С 1380-1385

59 Пейве А А, Суа(евская НМ, Ляпунов СН, Кононкова НН Особенности толеитового магматизма района разлома Зеленого мыса в Атлантике (13-15" с ш ) ДАН СССР 1988 Т 302 №5 С 1174-1178

60 Сшантьев С А , Магакьяп Р, Суи{евская НМ, Никушн В В, Ищенко Л В кононкова НН, Колесо» Г М Новые данные о вещественном составе пород хребта 90°(Индийский океан) и их значение для интерпретации его тектонической эволюции Геотектоника 1990 № 4 С 68 -85

61 Цехоня ТИ, Сущевская НМ Условия фракционирования толеитовых расплавов в различных тектонических сегментах южной провинции Срединно-Атлантического хребта Геохимия 1995 № 1 С 14-28

Содержание диссертации, доктора геолого-минералогических наук, Сущевская, Надежда Михайловна

Введение

Глава I. Методы анализа образцов и интерпретации петрохимических данных

Глава II. Общие сведения о характере и условиях генерации первичных расплавов в спрединговых зонах

2.1. Экспериментальные модели частичного плавления субокеанической мантии

2.2. Современные расчетные петро-геохимичесие модели плавления океанской мантии с учетом гетерогенности состава

2.3. Оценка составов первичных расплавов

Глава III. Магматизм Атлантического океана

3.1. Тектоно-магматические провинции в пределах Срединно-Атлантического хребта (САХ)

3.2. Специфика толеитового магматизма в пределах отдельных Провинций спрединговых зон Атлантического океана от 55° ю.ш. до 80°ш.

3.2.1. Северная и Полярная провинции САХ.

3.2.2. Центральная провинция САХ

Особенности геологическоероения САХ района 2 2-3 (Гш.

Условия формирования расплавов в пределах формирующейся рифтовой зоны САХ24-29°с.ш. в течение 5 млн лет

3.2.4. Южная провинция САХ

3.2.4. Приэкваториальная провинция САХ.

Особенности строения приэкваториальной провинции Характер толеитового магматизма в пределах отдельных районов Гетерогенность магматизма вблизи разломов Сан-Паулу и Романш.

Природа толеитовых расплавов Na-muna

3.3. Геохимические особенности толеитового магматизма отдельных провинций САХ

3.3.1. Нахождение геохимически аномальных толеитов - отражение процессов гетерогенности плавящегося источника

3.3.2. Геохимические особенности магматизма Северной Атлантики.

3.3.3. Геохимическая гетерогенность Приэкваториальной провинции САХ

3.3.4. Южная Атлантика

3.3.5. Деплетированный магматизм Центральной провинции САХ

3.4. История развития магматизма в процессе эволюции Атлантического океана.

3.4.1. Влияние контрастного геодинамического режима на формирование рифтового магматизма Северной и Полярной провинций Атлантики

3.4.2. Вопросы геодинамики и генезиса толеитов в провинциях

САХ, неподверженных влиянию глобальных плюмов

3.5. Выводы

Глава IV. Магматизм Индийского океана

4.1. Геологическое строение спрединговых хребтов Индийского океана

4.2. Генезис толеитового магматизма современных спрединговых зон Индийского океана

4.3. Особенности толеитового магматизма ранних этапов спрединга восточной части Индийского океана

4.3.1 Геологическое строение восточной части

Индийского океана

4.3.2. Петрохимические характеристики базальтов восточной части Индийского океана

4.4. Геохимические особенности толеитового магматизма

Индийского океана

4.4.1. Геохимическая специфика рифтовых расплавов Срединно-Океанических хребтов (СОХ)

4.4.2. Геохимические особенности магматизма ранних этапов развития

4.4.3. Вариации изотопных отношений Pb,Sr Nd в базальтах восточной части Индийского океана - отражение мантийной гетерогенности ранних этапов его развития.

4.4.4. Изотопные характеристики современных магм Индийского океана

4.5 Эволюция рифтового магматизма Индийского океана

Глава V. Особенности рифтового магматизма как отражение региональной геодинамики

5.1. Основные петро-геохимические характеристики толеитов Индийского и Аталантического океанов

5.2. Влияние глубинных плюмов на магматизм спрединговых

5.3. Причины геохимической гетерогенности толеитового магматизма

Введение Диссертация по наукам о земле, на тему "Толеитовый магматизм Индо-Атлантического сегмента Земли"

Актуальность работы. Образованные в единой системе спрединговых хребтов Мирового океана базальты покрывают около 2/3 поверхности Земли и образуют глобальную толеитовую провинцию магматизма Земли. Несмотря на пристальное изучение в течение последних десятилетий магматизма океанов, эта проблема до сих пор наиболее актуальна, поскольку затрагивает процесс эволюции мантии Земли с момента ее зарождения. "Существующие в планетном масштабе две главные геологические области Земли Тихоокеанская и Индо-Атлантическая - отражают наиболее длительную и масштабную геодинамическую неоднородность планеты" [Пущаровский, 1997]. На первое место при установлении эволюции океанических областей выходит изучение магматизма, формирующегося в рифтовых зонах океанов, поскольку именно он маркирует конечный этап образования мантийных оболочек Земли, верхняя часть которых дает начало толеитовым магмам.

Приведенные на рис.1, скорости спрединга современных рифтовых зон Мирового океана показывают их различия в пределах Тихоокеанской (70-160 мм / год) и Индо-Атлантической (14 -70 мм / год) областях Земли, что в свою очередь является отражением различий их геодинамической эволюции. Подмеченная тектоническая асимметрия Земли [Вернадский 1934; Шацкий, 1965] (Тихоокеанского и Индо-Атлантического сегментов) имеет возможное объяснение с позиций глубинной мантийной конвекции, циклической эволюции Земли, когда уже на ранних этапах ее развития около 2,6 млрд лет с образованием первого суперконтинента, была сформирована субдукционная зона вокруг него, существовавшего на протяжении всего протерозоя - фанерозоя. Это привело к асимметрии, когда в одном полушарии были сосредоточены континенты, а в другое принадлежало океану [Лобковский и др., 2004]. Из современной картины движения плит можно отметить, что все они движутся к окружающим их субдукционным зонам, прослеживаемым на сотни километров вглубь, что является (в свою очередь) движущим, определяющим механизмом глобальной мантийной конвекции, формирующей современный облик Земных оболочек.

Асимметричность в строении двух сегментов прослеживается и при сравнении глубинного строения этих областей. Анализ данных глубинной сейсмотомографии показал, что в пределах Тихого океана рифтовая область прослеживается до глубин 1000 км и глубже, а для Атлантического и Индийского она ограничена глубиной 800 км [Пущаровский, 2000]. Кроме того, существующие локальные глубинные аномальные области более интенсивны в Тихоокеанском сегменте по сравнению с Индо-Атлантическим [Пущаровский, 2000].

Подчеркивая различия в строении Тихоокеанского и Индо-Атлантического сегментов Земли, Ю.М.Пущаровский говорит о том, что Индо-Атлантичееский сегмент объеденяет два ряда континентальных блоков, различающихся по возрасту. Более древние платформы с возрастом не моложе 1600 млн лет сосредоточены в Лавроазиатском блоке (северном), а в пределах Гондванского (южного) блока сосредоточены среднерифейские (1100-1200млн лет) кратоны. Различается и история развития древних платформ Лавроазиатского и Гондванского типов. Если Лавроазиатский блок подвергался интенсивным коллизионным процессам (салаирские, каледонские, варисцийские, альпийские, инодосинийские и позднекиммерийские этапы складчатости), в результате которых происходило активное наращивание плиты, то платформы Гондванского ряда в течение всего фанерозоя характеризовались пассивными окраинами, а сам блок подвергался интенсивному дроблению и деструкции [Пущаровский, 2001]. Эти различия могли заложить фундамент для дальнейшей геологической эволюции полярных областей Индо-Атлантического сегмента Мирового океана, испытавших в своем развитии влияние глубинных плюмов.

Процессы магмообразования, протекающие в спрединговых зонах и наращивающие плиты, зависят от геодинамических условий, которые могут изменяться по мере развития океана и которые могут варьировать в региональном масштабе. Проблема магматизма современных Атлантического и Индийского океанов ' особенно актуальна, поскольку отражает эволюцию не только океанических, но и континентальных областей. Их взаимодействие в плане океанского магматизма еще очень слабо изучено. Количественная оценка физико-химических параметров формирования магм, выявление причин образования геохимической гетерогенности толеитов в пределах отдельных районов спрединговых зон и определение взаимосвязи составов магм и геодинамического режима развития Срединно-Океанических хребтов (СОХ) -являются актуальными задачами, решение которых позволит понять процесс формирования внешних мантийных оболочек Земли.

Данная работа направлена на решение фундаментальной геологической проблемы - выяснению причин и условий образования пространственновременной изменчивости первичных составов толеитовых магм в свете развития теории глубинной конвекции, химической эволюции Земли и апвеллинга мантии под океанами.

Главная цель диссертационной работы - установление условий генерации магм в различных областях медленно-спрединговых зон океанов. Существование медленно-спрединговых хребтов представляет специфическую особенность Индо-Атлантического сегмента Земли. Ассиметрия Земли и ее разделение на Индо-Атлантический и Тихоокеанский сегменты с сосредоточением континентов в первом и океана - в другом "отражают наиболее длительную и масштабную геодинамическую неоднородность планеты" [Пущаровский, 1997; Лобковский и др., 2004 и др.]. Эта асимметрия прослеживается и при сравнении глубинного строения сегментов [Пущаровский, 2000; Руженцев и др. 1999].

Основными задачами работы являются: 1 - количественная оценка условий фракционирования родоначальных магм в пределах спрединговых зон Индийского и Атлантического океанов, 2 - определение петрогенетических и геохимических особенностей толеитовых магм в отдельных тектонических провинциях хребтов, 3- выявление связи между геохимическими и структурными неоднородностями океанической литосферы в процессе ее эволюции.

Настоящее исследование, главным образом, основано на анализе толеитовых расплавов, застывших на поверхностях лавовых потоков, изливающихся на дно океана. Именно в закалочных стеклах запечатлены все вариации изменения составов расплавов с момента их зарождения в мантии, дальнейшей эволюции вплоть до их излияния на дно. Закаленные менее чем за 10 сек. изливающиеся расплавы не успевают раскисталлизоваться на поверхности дна и, таким образом, могут быть изменены в ходе более ранних этапов дифференциации, а также возможного смешения изливающихся расплавов. Теоретически процесс смешения расплавов может происходить на разных уровнях при подъеме расплавов к поверхности: а) при поступлении в область магмогенерации расплавов другого (например, щелочного) генезиса, б)- в небольших промежуточных очагах, в)- при непосредственном излиянии в одном месте одних потоков магм вслед за другими и г)- в ходе просачивания вверх расплавов различной степени плавления. Все это затушевывает детали процесса формирования рифтовых магм в отдельных провинциях СОХ, что часто выявляется при изучении расплавных включений [БоЬо1еу, БЫпиги, 1993], но дает возможность выявить главные тенденции генерации расплавов под различными частями спрединговых зон Мирового океана. Несомненным преимуществом изучения закалочных стекол является то, что они достаточно устойчивы к процессам подводного выветривания и гидротермального воздействия. Проведенное сравнение составов расплавных включений в высокотемпературных минералах океанических толеитов и стекол показало, что расплавные включения по главным элементам попадают в поле составов стекол и продолжают его в более магнезиальной области [8оЬо1еу, БЫтии, 1993].

Для решения поставленных задач было проведено:

1. Изучение пространственно-временной изменчивости магматизма в пределах спрединговых зон Индийского и Атлантического океанов.

2. Оценка родоначальных составов расплавов, наиболее типичных для изучаемых провинций.

3. Определение физико-химических параметров кристаллизации родоначальных расплавов до момента их излияния в рифтовых долинах.

4. Выявление геохимической специфики расплавов, изливающихся в различных тектонических провинциях Индо-Атлантического сегмента Земли и обсуждение причин ее появления.

Личный вклад.

В основе работы лежат результаты петро-геохимических исследований базальтов Индийского и Атлантического океанов, проводимых автором в течение 30 лет работы в ГЕОХИ РАН. При непосредственном участии автора планировались районы геологических работ в Атлантике и осуществлялись драгировки в рейсах НИС 20-го «Курчатов»- 1975г, 7-го «Профессор Штокман»-1983г, 2-го «Борис Петров», 7 и11-го «Академик Николай Страхов», «Геленджик» - 1996, «Профессор Логачев»-2000, в результате которых была собрана коллекция стекол, дополненная стеклами из рейсов российских и украинских судов, предоставленных автору коллегами. Она составила около 600 анализов образцов, поднятых с более чем 100 станций (рис.1). На основе собственных и литературных данных по составам закалочных стекол была создана база данных, насчитывающая несколько тысяч анализов.

Рис. 1. Районы отбора изученных образцов: а) полученных при непосредственном участии автора (прямоугольники), б) предоставленных коллегами (овалы). Указаны направления движения и скорости спрединга плит по [Дубинин и др., 1999].

Типизация составов стекол Атлантики и Индийского океан, проведенная с применением кластерного анализа для отдельных тектонических сегментов и провинций СОХ, позволила выделить в их пределах петрологические провинции, отличающиеся распространением магм, образованных из различных родоначальных расплавов.

Физико-химические условия выплавления и дифференциации магм были оценены с помощью метода математического моделирования фракционной кристаллизации (программа КОМАГМАТ) и сопоставления с экспериментальными данными.

Определение геохимических характеристик стекол по 23 литофильным элементам и изотопным отношениям 8г, РЬ и N(1, позволило выявить главные особенности магм в пределах выделенных петрологических провинций.

Сопоставление пространственно-временной изменчивости толеитовых магм с тектонической эволюцией Индийского и Атлантического океанов уточнило геодинамическое развитие данных океанов.

Научная новизна работы заключается в следующем.

Получены новые петролого-геохимические данные по срединным хребтам Атлантического и Индийского океанов, определены петрологические и геохимические провинции в пределах медленно-спрединговых хребтов, оценены условия генерации толеитовых магм.

Проведено петролого-геохимическое сравнение толеитового магматизма Индийского и Атлантического океанов.

Охарактеризован особый тип толеитов (Na-TOP), отличающийся пониженными содержаниями Fe, повышенными содержаниями - Si и Na, связанный с наименьшей глубиной и степенью выплавления. Толеиты Na-типа приурочены к зонам, расположенным на стыке крупных провинций: южная часть Приэкваториальной провинции, зона Австрало-Антарктического Несогласия, образованная на стыке рифтовых зон Индийского и Тихого океана, хребты Книпович, Гаккель, новообразованная спрединговая зона Юго-Западного Индийского хребта в районе тройного сочленения Родригос.

Выделена Полярная петрологическая провинция (включающая хребты Колбенсей, Мона, Книпович), северная часть которой характеризуется развитием магм малоглубинного типа Na-TOP.

Установлена петрологическая и геохимическая неоднородность толеитового магматизма внутри отдельных тектонических провинций Атлантического океана, которая развивается на фоне обедненного некогерентными элементами океанического магматизма (составляющего около 75% всех современных толеитов в САХ и около 90% толеитов Индийских СОХ).

Выявлены геохимические аномалии в пределах относительно «разогретой» северной и более «холодной» полярной провинций Атлантики. По изотопным системам - 143Nd/144Nd, 206Pb/204Pb, 208Pb/204Pb,

87 86

Sr/ Sr показано, что они образуются с примесью обогащенного компонента, проявленному в лавах о. Ян-Майен и в третичных магмах Западной Гренландии, где этот компонент связан с «континентальным заражением» плншовых магм в ходе развития Северо-Атлантического плюма.

На основании изучения базальтов Центральной котловины и Восточно-Индийского хребта показано распространение обогащенных несовместимыми элементами толеитов в восточной части Индийского океана, связанных с влиянием плюма Кергелен.

В пределах Южного океана уточнено существование двух геохимических провинций, связанных с различных режимом раскрытия Гондваны в ее западной и восточной части. Только в восточной части Юго-Западного Индийского хребта (в районах Тройного сочленения Родригос и района 39-41° в.д. Юго-Западного Индийского хребта) обнаружены толеиты, имеющие низкие 206РЬ/204РЬ и высокие 878г/8б8г (ЕМ-1), несущие в себе признаки обогащенного компонента, проявленного в древних базальтах плато Афанасия Никитина, Кергелен и др. Этот факт может отражать участие в процессе плавления блоков метасоматизированной более древней мантии. Аномалии западного окончания хребта (вблизи Тройного сочленения Буве) и южной Атлантики характеризуются повышенными значениями радиогенных изотопов РЬ, вг, пониженными значениями N(1 и близки по этим параметрам к четвертичным магмам Антарктиды. Это подчеркивает существование общего обогащенного источника для всей провинции вокруг западной Антарктиды.

На основании установленных петролого-геохимических особенностей магматизма в различных провинциях спрединговых зон Индо-Атлантического сегмента Земли показано, что специфика геодинамического режима развития провинций с ранних этапов раскрытия является определяющим фактором, контролирующим режим выплавления, контаминацию и фракционирование магм.

Практическое значение. Примененные методы и результаты комплексного петролого-геохимического изучения океанических толеитов позволяют решать фундаментальную проблему геологии - образование глобальных неоднородностей в мантийных резервуарах Земли. Данное исследование толеитового магматизма, в результате которого было установлены тектоно-магматические провинции в Индо-Атлантическом сегменте Земли, могут быть в дальнейшем использованы при расшифровке геологической эволюции Мирового океана.

Апробация работы. Материалы работы опубликованы в более, чем 150 научных работ (около 70 статей в журналах Геохимия, Петрология, Доклады АН, Российский журнал наук о Земле, Geology, Science). Результаты докладывались на отечественных и международных семинарах в том числе на Гольдшмитовских конференциях (2000, 2002), Ассамблее Европейского геологического общества, EGU XI в Страсбурге, 2001, Объединенной Ассамблее AGU и EGU, EGU в Ницце, 2003 и Вене (2005, 2007), на совещании «Interridge» - Гоа-Индия (2005), школах по Морской геологии (1985 -2005), на семинарах «Геохимия магматических пород» (1974- 2003), Москва, Симпозиумах по геохимии изотопов (2001, 2004 гг.), Москва, на 34-ом тектоническом совещании «Тектоника неогея: общие и региональные аспекты», Москва (2001), семинаре «Петрология магматических и метаморфических комплексов», Томск (2004), Всероссийской научной конференции «Геология, геохимия, геофизика на рубеже XX и XXI веков" (РФФИ), Москва (2003), ежегодных семинарах по экспериментальной минералогии, петрологии и геохимии (ЕСМПГ, Москва-2003, 2006), а также на семинарах Российской программы ИнтерРидж 1999-2005гг.

Работа выполнена в ГЕОХИ в лаборатории геохимии магматических и метаморфических пород при финансовой поддержке международного гранта Сороса и фонда РФФИ (Научные гранты 1996, 2000, 2003, 2006 гг, руководитель Сущевская Н.М.).

В процессе решения проблемы происхождения магматизма медленно-спрединговых зон Мирового океана в данной работе будут затронуты следующие вопросы.

1. В чем причина гетерогенности толеитового магматизма?

2. Какова специфика геодинамического развития спрединговых зон, приведшая к появлению петрогенетических и тектонических провинций в их пределах?

3. Каков геохимически деплетированный источник, отвечающий по составу астеносферной мантии, и однороден ли он под различными рифтовыми зонами СОХ?

4. В какой мере структура и магматизм современных зон аккреции литосферы наследуют специфику ранних этапов раскрытия океанических бассейнов?

5. В чем специфика взаимодействия глубинного, плюмового источника плавления, приведшего во многих провинциях Мирового океана к расколу контитентов, с деплетированным, астеносферным источником рифтового магматизма?

6. Существует ли геохимическая взаимосвясь (в первую очередь изотопная) обогащенных толеитов, образующихся в различных провинциях СОХ, с континентальной литосферой при их формировании на ранних этапах образования океанов?

Для решения поставленной задачи были использованы современные петрохимические и геохимические методы. Схематически комплексный подход к исследованию показан на рис. 2 магматизм отдельных провинций индо-Атлантического сегмента зеМли

Выявление тектонических сегментов сох различных порядков

Объект исследования: закалочже стекла и минералы в них

Методы исследования: петрохимические Ж

1-Микро-зондовый анализ

2-кластерный анализ для больших выборок составов (Ярошевский, Цехоня, 1989)

1-Выделение устойчивых петрохимических групп, характеризующих магматизм данного района;

2-0пределение: а)-условий фракционирования по составам стекол(программа КОМАГМАТ, Арискин и Др.,1991) и (PETROLOG-2, Yang et al., 1996)no Cpx (Nimis, 1995), б)- составов первичных расплавов,равновесных с лерцолитовой мантией

Установление тектоно-магматически) провинций, связанных с процессом генерации первичных расплавов под зонами СОХ геохимические 4 метод вторично-ионной масс-спектрометрии(Н20,литофилы), метод индуктивной плазмы(icp-ms) масс-спектрометрический (изотопы sr,Nd,Pb) выявление специфики деплетированного и обогащенного компонента распространенных расплавов ред&ление источника геохишшеского

1ия при возможных процессах; а)смешения расплавов, б) плавления метасомати.чированной субокеанинеской мантии, в)воздействия пгаомов, г)плаплепия фрагмемтоп континентальной литосферы д) гетерогенности астеносфнрной мантии

Установление геодинамической истории развитая отдельных провинций индо-Атлантического сегмента земли, основанное на петро-геохимических особенностях толеитового магматизма

Рис. 2. Схема изучения базальтового магматизма СОХ с использованием различных методов иетро-геохимических анализов.

I. МЕТОДЫ АНАЛИЗА ОБРАЗЦОВ И ИНТЕРПРЕТАЦИИ

ПЕТРОХИМИЧЕСКИХ ДАННЫХ

Составы стекол определялись методом электронно-зондового анализа на микроанализаторе CAMEBAX-Microbeam фирмы САМЕСА (ЦАЛ ГЕОХИ, аналитик -Кононкова H.H.) при ускоряющем напряжении 15 кВ и токе зонда 30 нА. Для получения значения бралось среднее определение по трем точкам на образце. Методика анализа стекол, которая была разработана Кононковой H.A. совместно с автором, базировалась на методе анализа стекол, опубликованном в работе Мелсона с соавторами [Melson et al., 1977]. В качестве стандарта было взято природное стекло VG-2, используемое в его анализе. Относительная погрешность составляла около 2% для элементов с содержанием более 5%, и не более 10% - для элементов, содержание которых ниже 1% [Сущевская, Кононкова и др., 1986]. База данных проанализированных стекол приведена в табл. 1 (приложение).

На рисунке 1.1 приведены наши данные определения составов стекол в сравнении с данными, полученными в лабораториях Университета Флоренции (Италия, данные Э. Бонатти) и Университета Тасмании (Австралия, данные Каменецкого B.C.). Эти стекла представляли собой выборку образцов, поднятых в районе западного окончания ЮЗИХ - хребта Шписс. Наблюдаемая хорошая сходимость данных различных лабораторий, особенно таких важнейших для классификации элементов, как Fe,Ca, Na, Mg, показывает возможность сравнения составов стекол, полученных в данных лабораториях. Ранее подобная работа проводилась при сравнении зондовых анализов Ламонтского института и зонда CAMEBAX-Microbeam (ГЕОХИ), что так же показало близость полученных данных [Сущевская, 1982]. Вместе с тем, различия в области высоких концентраций Na указывают на то, что нужно подходить с особой тщательностью к анализу этого элемента, поскольку Na может легко улетучиваться, что приводит к заниженным его содержаниям. В случаях низких концентраций мы проводили повторные определения, с изготовлением дополнительных шашек. Можно также отметить несколько завышенные содержания К в стеклах, проанализированных во Флоренции. Все это подчеркивает тот факт, что если необходимо выявлять тонкие закономерности в изменениях составов расплавов, желательно пользоваться данными одной лаборатории. А если работа ведется с базами данных различных лабораторий, необходимо помнить, что интервал вариаций составов увеличивается. Именно поэтому в своих исследованиях мы применили метод типизации стекол.

ГЕОХИ

• Данные Бонатти (Италия) Л. Данные Каменецкий (Австралия)

8 10

Рис. 1.1. Сравнительная характеристика микрозондовых анализов стекол различных лабораторий

При изучении многомерной геологической информации необходимым условием становится применение методов математического анализа данных. В данном исследовании статистическая обработка данных включала применение кластерного и дискриминационного анализа. Широко использованные методы для классификации базальтов основаны на соотношениях литофильных элементов (классификация Пирса) [Pearce and Norry.,1979], факторном анализе базальтов с учетом и петрологических и геохимических методов [Голубева, 2004], кластерном анализе [Ярошевский, Цехоня, 1986; Ярошевский и др., 1980; Дмитриев и др., 1999] и др. Мною был применен кластерный анализ для типизации составов стекол в пределах отдельных тектонических провинций или сегментов хребтов. В дальнейшем выделенные кластеры в различных тектонических сегментах океанов сравнивались между собой, что позволило выявить главные и специфические черты развития магматизма данной области [Сущевская и др., 1992; 1996; 1998; 2000; Сущевская, Цехоня, 1992; 1994; Цехоня, Сущевская, 1995].

Выборки состояли из разного количества от десятков до тысяч анализов стекол. Они суммировались из собственных и литературных данных. Наиболее хорошо опробованными участвами С АХ являются на сегодняшний день районы 22-30° с.ш. и 33-36° с.ш., количество данных в которых достигало несколько сотен анализов.

Преимущества применения кластерного анализа заключаются в многомерности классифицируемых выборок (по нескольким компонентам) и выявлении связей различных типов на основании сравнения усредненных данных по объектам. Метод многомерного кластерного анализа, основанный на процедуре Уорда [Ward et al., 1963] разработан на кафедре геохимии геологического факультета МГУ и успешно применен для классификации выборок химических составов для различных магматических объектов [Ярошевский и др.,1980; Ярошевский, Цехоня, 1986; Апинян и др., 1983]. В процессе обсчета данных реализуется последовательное объеденение точек. Каждый шаг объединения характеризуется минимальным приращением среднего геохимического расстояния в расчетных группах. Под геохимическим расстоянием понимается в эвклидовой метрике корень квадратный из суммы квадратов разностей содержаний элементов (которые могут отличаться на порядок), нормированных по их дисперсии во всей выборке [Ярошевский., 2004]. Это необходимо, чтобы привести значения содержаний элементов к единому масштабу и считать их вклад более или менее одинаковым. Использованный алгоритм позволяет за п-1 шаг объединения объеденить и составов стекол в единую окончательную группу [Ярошевский., 2004].

Кластерный анализ проводился по 10 или 8 основным компонентам (ЯЮг, ТЮ2, А120з, РеО(Ю1а1), MgO, СаО, Ыа20, К20). Содержания МпО и Р205 иногда не были использованы из-за неполноты выборки данных по этим элементам. Объединение составов стекол в кластеры-группы проводилось на основании анализа полученной дендрограммы и сопоставления этих данных на различных вариационных диаграммах.

Средние составы кластерных групп представляли собой «свернутую» информацию, позволяющую судить, с одной стороны, о разнообразии пород объекта (чаще всего сегмента хребта), с другой - оценить средние условия кристаллизации пород выявленных групп, путем сопоставления их с составами модельных фракций первичных расплавов. Среднее относительное стандартное отклонение в пределах кластера для каждого элемента не превышало 5% [Цехоня, Сущевская., 1995].

Сравнение составов стекол для района Южной Атлантики, выборка для которого составляла более 200 анализов, и выделенных средних для кластерных групп наглядно демонстрирует преимущества работы с усредненной информацией, дающей возможность впоследствии количественно оценить условия формирования расплавов. пп' -г ,

5 6 7 8 9 10 11 1; М^О, масс.%

5 6 7 8 9 10 11 12 М^О, масс.%

Рис.1.2. Положение средних составов стекол для южной Атлантики по выделенным кластерным группам (правый график) и отдельных составов стекол, входящих в данные кластерные группы [Цехоня, Сущевская, 1995].

Показаны расчетные линии фракционирования по [Арискин и др., 1991] исходного расплава ТОР-2 при разных давлениях.

На рис. 1.2 (левый график) приведены корреляционные зависимости составов стекол в координатах ]У^О-элемент (А1203, БЮг), которые обусловлены изменением их концентраций в ходе кристаллизации основных минеральных фаз - (оливина-плагиоклаза-клинопироксена). Поле составов стекол, хоть и отражает главную тенденцию изменения концентраций элементов, но не дает возможность оценить основные параметры кристаллизации из-за широкой дисперсии составов. Проведенная типизация по составам стекол привела к 7 устойчивым средним типам составов, объединяющих индивидуальные анализы (правый рисунок). Видно, что эти кластеры, в первую очередь, отличает степень кристаллизации расплавов, в ходе которой повышается концентрация кремния и понижается содержание глинозема.

Совмещение данных составов с линиями кристаллизации, полученными расчетными методами, исходных или родоначальных расплавов дает основание для оценки главных параметров фракционирования (Р, Т, степени кристаллизации, составов и соотношения кристаллизующихся фаз), а также показывает возможную взаимосвязь различных типов средних составов в ходе процесса фракционной кристаллизации в условиях промежуточных очагов. Последнее хорошо видно на графиках, когда пять выделенных кластеров ложатся на линии фракционирования при давлении 4 кбар.

Применение дискриминантного анализа было использовано для проверки правильности гипотезы разделения двух групп стекол (ТОР-1 и ТОР-2), ранее выделенных в пределах Атлантики (ТОР-1 и ТОР-2) [Дмитриев и др., 1978]. Для математизации способа их разделения была высчитана линейная дискриминантная функция по методу Крамбейна и Грейбилла [Крамбейн и Грейбилл.1969]. Первая группа (106 ан.) объединяла данные по стеклам севернее 35° с.ш., вторая (181 ан.) включала стекла центральной Атлантики.

Высчитанная дискриминантная функция Б, представляющая собой гиперплоскость в 8-ми мерном пространстве признаков имела различные коэффициенты для отдельных элементов и была равна значению 258. 09, (значения больше 258.09 характеризовали тип ТОР-2, меньше - ТОР-1) Б=16.53 N820 +16.19 ТЮ2 +3.114 БЮг +2.93 1У^О +1.45 СаО +0.92 А1203 -32.94 К20 -1.46 ЖеО [Сущевская и др. 1983]. Рассчитанные значения Б для отдельных стекол показывают насколько данный состав стекла отличен от пограничных значений, а коэффициенты отражают долю участия каждого элемента в дискриминанте. Можно отметить большую роль таких элементов, как Na20, ТЮ2, К2О. Вычисленная дискриминанта подтвердила дискретность разделения составов стекол северной и центральной Атлантики. Позднее этот факт был подтвержден по исследованию параметров Ñas, Feo в стеклах САХ [Klein,Langmuir 1987, 1989], которые отличались к северу и югу от зоны 33-36° с.ш., а также работой Дмитриева с коллегами [Дмитриев и др., 1999], в которой была посчитана дискриминанта (Di= 21.35 Na20 +15.61 Ti02 +2.36 Si02 +3.19 MgO +2.34 CaO +1.35 AI2O3 -29.15 K20 -0.8 FeO -3.17 MnO, D0=255,5) по большей выборке стекол, достигающей несколько тысяч анализов.

Значение D имеет значимую корреляцию со значениями Nag, Fes и Sis, [Klein, Langmuir. 1987] (содержаниями элементов, рассчитанных по тренду их корреляции с MgO на 8% MgO). Полученное формализованное разделение дискретных составов стекол подразумевает две области значимо различающихся составов, распространенных к северу и югу от 33° с.ш. САХ. В пределах этих типов составов могут содержаться различные группы расплавов, отличающихся степенью дифференцированности и обогащения. Иногда в некоторых районах СОХ (например, вблизи границы смены провинций) могут образовываться расплавы, представляющие собой смесь расплавов ТОР-1 и ТОР-2, что необходимо учитывать при работе со стеклами определенных районов.

Количественная оценка условий фракционирования расплавов для различных областей СОХ и оценка родоначальных расплавов была проведена с применением разработанных методик расчета по программе КОМАГМАТ [Арискин и др., 1990; 1991; 2000]. По этой программе оценивались также температурный интервал, пропорции и составы кристаллизующихся фаз, которые сопоставлялись с реальными составами и соотношениями сосуществующих минералов в исследуемых образцах.

Разработанная методика расчета траекторий фракционной кристаллизации основана на эмпирических температурных зависимостях распределения компонентов в минералах и расплавах при достижении равновесия между ними в условиях заданных давления и температуры [Арискин и др., 1990]. Это позволяет рассчитывать изменение состава кристаллизующегося расплава в интервале давлений 0-10 кбар при заданной фугитивности кислорода для закрытых систем, а также пропорции и составы кристаллизующихся фаз в базальтовых системах. Весь интервал фракционирования разбивался на большое количество мелких шагов кристаллизации, прц этом в заданном интервале фракционирования (равном 1%) состав расплава оставался вблизи котектической поверхности, а соотношение кристаллизующихся фаз оценивалось как относительное интегральное количество твердых фаз, выделившихся из системы и приходящиеся на 1% кристаллизации [Арискин, Бармина, 2000]. Точность расчетов составляет для давления - 1-2 кбар и температуры - около 10°.

Для выборок стекол рассчитывались составы фаз, суммарная степень раскристаллизации расплава и температурный интервал, что позволило сравнить условия фракционирования под различными провинциями СОХ.

Для отдельных выборок была проведена оценка составов родоначальных расплавов с использованием тренда обратной дифференциации составов наиболее магнезиальных стекол до расплава, могущего быть в равновесии с мантийным оливином (F090-91) из природных океанских лерцолитов [Дмитриев и др.,1979]. Частично составы вероятных исходных расплавов толеитового типа были заимствованы нами из литературных источников. Они приведены в табл.2 (приложение).

Для установления геохимических особенностей магматизма Атлантического и Индийского океанов были проанализированы главным образом стекла и (при их отсутствии) базальты на содержания литофильных элементов и изотопных отношений.

Концентрации Ва, Th, Nb, La, Се, Sr, Nd, Sm, Zr, Be, Eu, Ti, Dy, Y, Er, Yb, Li и НгО в стеклах были определены методом вторичной ионной масс-спектрометрии на масс-спектрометре САМЕСА IMS-4Fb институте Микроэлектроники РАН (Ярославль, аналитик Симакин С.Г.) с использованием в качестве стандарта базальтовового стекла (30-2), ранее изученного несколькими методами [Дмитриев и др., 1979]. Они приведены в табл.3.

Также содержания редких элементов в стеклах получены с помощью метода Ar-F лазерного возбуждения - ICP-MS в Канберре (Каменецкий B.C., Research School of Earth Sciences, Australian National University). Калибровка проводилась с использованием стандарта NIST612 и 43Са в качестве внутреннего стандарта. Точность метода (2а) составляла < 2% для Ti, Sr и Ва; 2-5% -для Sc, V, Y, Zr, Nb, La и Се; 5-10% для Ga, Rb, Eu, Gd, Er, Yb, Hf, Та и Th; 10-15% - для Sm, Lu, Pb и U (табл.3).

Изотопный состав Pb, Sr, Nd базальтов и стекол был измерен в лаборатории геохимии изотопов в ИГГД РАН (Санкт-Петербург, аналитик Беляцкий Б.В.) на многоканальном твердофазовом масс-спектрометре Finnigan, МАТ-261 в статистическом режиме регистрации ионных токов изотопов исследованных элементов.

Изотопный состав Pb и содержания РЬ и U определялись из разных навесок образца (50-100 мг) методом изотопного разбавления с использованием смешанного индикатора 208РЬ + 235U.

Методика химического разложения и выделения РЬ и U аналогична описанной в работе [Manhes et al., 1978]. Уровень фонового загрязнения в ходе аналитического определения не превышал 0,3 нг для РЬ и 0,05 нг для U. Масс-спектральный анализ изотопного состава свинца проводился при помощи силикатного эммитера. Воспроизводимость изотопного анализа РЬ в образцах определялась, главным образом, эффектом масс-фракционирования, величина которого 0,0013± 0,003 amu'1 была определена путем многократного замера стандарта NBS SRM-982 и использована для коррекции фракционирования изотопного состава РЬ в процессе измерения образцов. Среднее значение для NBS-982, полученное в ходе измерений составляло 20бРЬ/204РЬ = 36,643; 207РЬ/204РЬ = 17,092; 208РЬ/204РЬ = 36,551.

Величина ошибки анализа изотопного состава, оцененная на основе повторных измерений стандарта, - ±0,03% amu"1, для индивидуальных анализов РЬ составила +0,006 - 0,008%. Обработка первичных U-Pb данных проводилась по программе PBDAT. Среднее значение стандартного образца BCR-1 по 8 измерениям: 20бРЬ/204РЬ = 18,815,207РЬ/204РЬ = 15,63 8 , 208РЬ/204РЬ = 38,732, [РЬ] = 13,396 г/т, [U] = 1,703 г/т.

Выделение Sm, Nd, Sr и Rb для изотопного анализа проводилось из навесок образцов (40-50 мг), предварительно растертых в агатовой ступке, с использованием стандартной методики ионнообменного и хроматографического разделения элементов, описанной в работе [Richard et al., 1976]. Величина холостого опыта на период проведения работ составляла для Rb-0,03 нг, Sr-0,2 нг, Sm-0,03 нг, Nd-0,08 нг, а погрешности определения концентраций Rb, Sr, Sm, Nd - 0,5%, 147Sm/144Nd, 87Rb/86Sr -0,3%, погрешности измерения изотопного состава Sr и Nd не превышают 0,005%. Данные изотопного анализа стекол и базальтов приведены в табл.4 (приложение).

11. ОБЩИЕ СВЕДЕНИЯ О ХАРАКТЕРЕ И УСЛОВИЯХ ГЕНЕРАЦИИ ПЕРВИЧНЫХ РАСПЛАВОВ В СПРЕДИНГОВЫХ

ЗОНАХ

Изверженная океаническая кора, состоящая из базальтов MORB (в русском переводе - толеитов океанских рифтов - ТОР - термин JI.B. Дмитриева), дайкового комплекса и нижележащих габбро, образуется в ходе декомпрессионного плавления океанской мантии в зонах спрединга.

Гипербазиты, представляющие собой остаточную после плавления мантию, комплементарно связаны с выплавляющимися расплавами. Изучение гипербазитов с одной стороны и базальтов с другой позволило очертить параметры условий генерации расплавов. Исследования океанических гипербазитов показали широкие вариации составов основных минералов, отражающие разную степень плавления, которой они подвергались до их появления на поверхности [например, Dick, 1984; Johnson and Dick, 1992; Базылев, 1995; Bonatti et al., 1992 и др.]. При этом процесс плавления возможно не шел с одинаковой скоростью в течение формирования медленно-спрединговой зоны, а развивался пульсирующе, с интервалом возраста 3-4 млн лет, приводя к появлению отдельных участков (сегментов) коры, отличающихся термальным режимом [Bonatti et al., 2003].

Режим аккреции в центрах зон спрединга может меняться, отражая дискретный характер спрединга, что выражается в смене этапа магматической активизации участка СОХ стадией геомеханической аккреции коры [Мащенков, Погребицкий., 1995]. Отсутствие протяженных очагов - отличительная черта эволюции медленно-спрединговых хребтов, существенно сказывающаяся на составах изливающихся магм, часто приводящая к тому, что на поверхность могут поступать расплавы равновесные с мантией. Подобный механизм отличен от формирования океанской коры под быстро-спрединговыми зонами, где ее образование происходит путем излияния магм из протяженных, близповерхностных очагов [Detrick et al.,1987; 1990; Дубинин, Ушаков., 2001].

Исследования зоны плавления под районом Восточно-Тихоокеанского поднятия (ВТП), проведенные в ходе сейсмического изучения по данным S-волн (MELT-сейсмический проект, 1998) [Forsyth et al., 2000] показали, что под ВТП зона пониженных скоростей, достигающих 3.95 км/сек, расположена прямо под хребтом на глубине около 30 км имеет 150 км в ширину и продолжается на глубину до 150-200 км. Эти результаты свидетельствуют о том, что большое количество расплава центрировано на относительно малой глубине и лишь небольшое на глубинах до 150

22 и глубже. Следуя этим данным, глубина генерации родоначальных расплавов (около 10 кбар), очевидно, достаточна типична для большей части спрединговых зон Мирового океана, как быстро, так и медленно-спрединговых, поскольку как было показано ранее, первичные составы толеитовых расплавов «неосложненных» провинций СОХ близки между собой [Сущевская, Цехоня 1992; Sushchevskaya et al., 1996]. Исключение составляют провинции, относящиеся к более холодным участкам литосферы, либо наоборот, к более горячим (северная, экваториальная Атлантика, восточное окончание ЮЗИХ и др.), что будет освещено в последующих главах.

Вопрос о том, как и при каких условиях происходит плавление мантийного субстрата в пределах единой спрединговой системы Мирового океана, поднимается в большом количестве работ последних десятилетий. Эти исследования базируются как на непосредственных экспериментах по плавлению природных и синтетических гипербазитов [Bender et al., 1978; Jaques H., Green., 1980; Atsushi et al., 1994; Yang et al.,1996; Bertka and Holloway,1994; Falloon et al., 1988; Robinson et al.,1998; Takahashi, Kushiro.,1983; Hirose, Kushiro., 1993; Baker et al.,1995; Presnall et al., 2002], так и на теоретических моделях, рассчитаных с учетом зависимости известных коэффициентов распределения элементов (включая и редкие) от температуры и давления [Yang et al.,1996. Niu, Batiza, 1991; Maaloe and Aoki., 1977; Sobolev, Shimizu, 1993; Базылев., 1995; Соболев, 1996;1997; Lundstrom et al., 2000; Niu et al., 2001; Niu., 2004; Klein and Langmuir., 1987,1989; Kinzler and Grove., 1992 и др.]. Вместе с тем существуют достаточно большие трудности разработки моделей генерации первичных расплавов под спрединговыми зонами, поскольку пока еще полностью невозможно учесть все факторы процесса плавления, протекающего чаще всего в открытой системе, когда: 1 - сама мантия может быть не однородной, 2 - по мере плавления и подъема к поверхности поднимающаяся мантия меняет свой состав в ходе плавления, 3 - в ходе плавления не происходит полного отделения расплава от мантийной матрицы, 4 - в область генерации могут поступать флюиды, либо расплавы из других источников, например, из областей горячих точек, 5 - механизм и скорость транспортировки расплавов может меняться от провинции к провинции, а также в процессе эволюции. Оценка влияния каждого из этих факторов на сегодняшний день не имеет однозначного решения, и поэтому все разрабатываемые модели лишь частично приближают нас к ответу, как и почему происходит плавление под рифтовыми зонами.

Оценка параметров генерации родоначальных магм по составу базальтов с одной стороны, и океанических гипербазитов с другой, часто имеет некоторые расхождения, поскольку в первом случае не учитывается факт возможных реакционных взаимодействий расплавов при их прохождении через мантийную матрицу и возможных процессов, протекающих в промежуточных очагах, а во-втором игнорируется тот факт, что выходящие на поверхность дна гипербазиты чаще всего представляют собой лишь верхнюю часть мантийной колонны, претерпевшую мантийное реакционное изменение в ходе ее подъема, в результате взаимодействия с просачивающимися вверх расплавами [Niu, 2004].

Существуют расхождения в оценке давления генерации магм. Так, исходя из разработанных моделей генерации первичных рифтовых расплавов, считается, что их выплавление под спрединговыми зонами может происходить в зоне перехода Pl-Sp лерцолита по моделям [Kushiro, Thompson, 1972; Presnell et al.,1979; Presnell 2002], при более глубинном плавлении около 30 кбар по [0'Нага,1993], в широком интервале изменения давления от 8 до 25 кбар по [Fallon,Green, 1988] и от 4 до 25 кбар по [Kinzler and Grove, 1992].

Начиная с работ Шоу [Shaw, 1970] петрологами разробатывалась модель равновесного парциального плавления океанской мантии, отвечающей составу среднему океанскому лерцолиту, протекающей в закрытой системе. Несмотря на то, что такая модель является достаточно упрощенной, тем менее она остается наиболее достоверной, так как основывается и подтверждается серией экспериментальных работ. Позднее были предложены модели Мак-Кензи и Бекли [McKenzie and Bickle, 1988] по которым генерация расплавов, близких к среднему составу ТОР происходила, около 1280°С и давлении меньше15 кбар. При этом они использовали широкий ряд Тпл. (от 1160 до1480°С), чтобы объяснить образование реальных стекол различных по магнезиальности.

В 1987г. Клейн и Лангмюр предложили модель плавления мантийной колонны, которое протекает в пределах как небольшого интервала по давлению, так и значительного с началом плавления от 12 до 40 кбар до 5 кбар (Тинтервал = 1260°-1500°С) [Klein and Langmuir 1987; 1989]. Эта модель была основана на изучении базальтовых стекол Мирового океана, дающих широкие вариации составов, которые нельзя было объяснить с позиций фракционирования единого первичного состава расплава.

Результаты разработанного Клейн и Лангмюром [Klein and Langmuir 1987; 1989] численного моделирования процесса плавления мантии под спрединговыми зонами, показали три основных причины возможного получения первичных расплавов, различающихся по составу (Рис.2.1): 1- поднимающаяся в зонах спрединга мантия начинает плавиться на определенной глубине, но в ходе дальнейшего подъема образующиеся расплавы будут отделяться и мигрировать вверх по системе трещин с разных глубин; 2 - сама поднимающаяся мантия может различаться по степени деплетированности. В этом случае менее истощенная мантия лерцолитового состава, с большим содержанием летучих и щелочей начнет плавиться на больших глубинах и достигнет большей степени плавления (рис. 16); 3 - температурный режим поднимающейся мантии может быть различен, более высокотемпературная мантия (например, в областях мантийных плюмов) начнет плавление глубже и достигает большей степени плавления (рис1в).

Рис. 2.1 Схематическая модель плавления мантии под рифтовыми зонами по [Klein and Langmuir., 1987] а) А В Солидус ^— а - Пересечение мантийного солидуса с адиабатой происходит на определеной глубине, но отделение расплавов происходит на разных глубинах, что

•— приводит к различию в их составах (рис

1а). т б) Солидус2^ деплргированнаи мамihu^ ------- ^—сблидус1 б - В случае, если мантия различается по составу под различными хребтами, то менее деплетированная мантия будет плавиться на больших глубинах и достигать большей степени плавления (рис 16); и

В) солидус —-— в - Различные регионы в мантии являются различными по температуре на определенной глубине и поэтому пересечение солидуса более высокотемпературной мантии будет происходить глубже и с большим количеством расплава (рис1в).

----- ------- р

Модель Клейн, Лангмюра учитывает этап начального плавления на определенной глубине и его последующего продолжения в поднимающейся мантийной колонне вплоть до достижения конечного давления плавления [Klein and

Langmuir., 1987]. Внутри колонны на определенной глубине существует (мгновенныый) частичный расплав, степень которого будет контролироваться глубиной. Расплавы разных глубин будут сегрегироваться в верхней части колонны на небольшой глубине, отвечающей границе кора-мантия. Они будут представлять собой усредненный состав, отвечающий равновесию со средней по давлению и температуре мантией. Гипербазиты, обнажающиеся в пределах хребтов, скорее всего будут отвечать верхним частям мантийного диапира и будут более деплетированы, чем можно было бы ожидать, исходя из модельных расчетов первичных (интегральных) расплавов, равновесных по давлению с более глубинной мантией. Учитывая результаты, полученные экспериментальным путем, можно оценить степень изменения количества расплава в ходе полибарического плавления мантийной колонны. Она равна в среднем 1.2% расплава / кбар. Принимая в качестве исходной мантии лерцолит, наиболее приближенный к пиролиту [Klein and Langmuir., 1987], для каждого элемента можно рассчитать исходные концентрации в первичных расплавах для определенного среднего давления при плавлении.

Ff Ff

Ci=[i о Ci(F) *FdF]/ [J о MF] , где Ff =0,012*(Po-Pi)

Ci - среднее содержание элемента в исходном расплаве Ci - содержание элемента в расплаве на данной глубине Ро - давление начала плавления Pf - -давление окончания плавления

Расчет, проведенный для начального давления при 40, 30, 20, 14 кбар, а окончательного - около 5 кбар показал, что наиболее вероятный интервал среднего давления, где происходит генерация расплавов составляет 5-16 кбар, при этом степень плавления варьирует от 8 до 20% [Klein and Langmuir., 1987]. Наименьшая степень плавления отвечает наименьшим глубинам генерации, наименьшей мощности образующейся коры и наиболее глубинным частям рифтовых зон. По содержанию MgO первичные расплавы лежат в интервале от 10 до 15%. Температура образования магм под наиболее и наименее глубокими частями рифта различается на 250-3 00°С.

Установленные вариации содержаний главных элементов в первичных расплавах с глубиной их выплавления из мантии лерцолитового состава, а именно увеличение содержаний Si, Na и уменьшение содержаний Fe, Mg по мере подъема мантии [Klein and Langmuir, 1987] казались логичными и нашли дальнейшее подтверждение при исследовании составов расплавов различных провинций Мирового океана [Соболев., 1997].

Разработанная Клейн и Лангмюром модель надолго определила понимание характера процесса плавления мантии. Предложенные ими параметры Nag, Fes, Sig (содержания элементов, расчитанных на по тренду составов стекол на 8% MgO, точки, когда содержания расплавов меняются лишь в ходе котектической малоглубинной (оливин-плагиоклаз) кристаллизации до кристаллизации клинопироксена, широко используются для сравнения сингенетичных толеитовых расплавов.

В 1978 году нами были выявлены для Атлантики два петрогенетических типа толеитовых расплавов (названные ТОР-1 и ТОР-2 [Дмитриев и др. 1978,1991]), различия в составе которых связывалось с различием в глубине и степени плавления океанской мантии. Это соответствовало выводам Клейн и Лангмюра, которые связывали появление более высокотемпературных и более магезиальных расплавов в пределах северной Атлантики с нахождением более горячей мантии под этой провинцией [Klein and Langmuir.,1989].

Предложенная нами дискриминанта, рассчитанная по 9 главным компонентам для составов стекол САХ, разделила выборку стекол Атлантики на два дискретных типа составов: D больше 258,09 - тип ТОР-2, меньше - ТОР-1 [Сущевская и др. 1983]. При этом вычисленные значения этого параметра показывают, насколько отдаляется тот или иной состав от границы раздела (D). Поэтому не удивительно, что D имеет прямую корреляцию с основными параметрами Feg, Sig и, что особенно важно, с Nag, который Клейн и Ландмюр непосредственно связывают со степенью плавления и следовательно с мощностью образующейся океанической коры.

На рис.2.2 показано изменение параметров Na g в зависимости от значения D для расплавов хребтов Южного океана, заимствованого из работы [Сущевская и др. 2003]. Можно видеть, что магмы более глубинного типа (ТОР-1) отличаются низкими значениями Nag. Они формируют океаническую кору в спрединговых зонах западного окончания Юго-западного Индийского хребта, областях более разогретых [Сущевская и др. 2003], чем другие области СОХ, окружающих Антарктиду. Большая часть всех магм, развитых на хребтах, как уже подчеркивалась, составляют толеиты типа ТОР-2, с промежуточными значениями Nag. Магмы с высокими значениями D и Nag составляют группу, обогащенных натрием толеитов, изливающихся в пределах ААХ, ТС Родригос и ААН. Таким образом, выделенные по составам стекол группы стекол

ТОР-1, ТОР-2, Na-TOP), соотносятся с модельным параметром Ñas, и могут рассматриваться как дифференциаты родоначальных расплавов, генерация которых происходила из лерцолитовой мантии в сухих условиях с разных глубин, наименьшая из которых типична для типа расплавов Na-TOP.

Полученные значения условий образования родоначальных океанских расплавов типа ТОР-1 и ТОР-2, приведенные в работе Соболева [Соболев.,1997], также показывают более глубинные условия выплавления ТОР-1, по сравнению с ТОР-2, генерация которых близка к точке Sp - PI фазового перехода примитивного лерцолита (KLB-1).

Схожие с данными Клейн и Лангмюра модели предлагали и Нью и Батиза [Niu and Batiza., 1991], рассчитав фракционное, полибарическое плавление исходной мантии, близкой по составу к среднему океаническому лерцолиту. К недостаткам данной модели можно отнести неучитываемое изменение состава мантии в поднимающейся колонне по мере протекающего плавления.

Disc. TAX ■ ЮЗИХ ж ЮВИХ 3an.0K0H4aHHefO3l/1X(B0uvet)

Рис.2.2. Изменение параметра Nas в зависимости от значения D (дискриминантная функция).

Значения Na8 рассчитаны по формуле: Na8 = Na20 + 0.373 MgO - 2.98, [Klein and Langmuir

1987,1989], D (дискриминантная функция) = 16.53 Na20 +16.19 Ti02 +3.114 Si02 +2.93 MgO +1.45 CaO

0.92 A1203 -32.94 K20 -1.46 FeO, [Сущевская и др. 1983]. Значение D было рассчитано по 287 составам м стекол 23 - 42° с.ш. САХ и разделило выборку стекол на два дискретных типа составов: больше 258.09 -тип ТОР-2, меньше - ТОР-1.

Условными обозначениями показаны составы стекол: 1- Тихоокеанско-Антарктический хребет (TAX), 2 - Юго-Западный Индийский хребет (ЮЗИХ), 3 - Юго-Восточный Индийский хребет, 4 -Американо-Антарктический хребет и район Тройного сочленения Буве (западное окончание ЮЗИХ). Поля очерчивают составы расплавов, имеющих различный генезис: TOP-1 (наиболее глубинный тип), TOP-2 - тип расплавов, типичный для большинства спрединговых зон и Na- TOP (наименее малоглубинный) [Сущевская и др., 2003]

В конце прошлого века многие исследователи условий генерации океанских магм высказывали предположения, что плавление поднимающейся мантии идет в открытой системе, когда мантия проницаема для бесконечно малых объемов расплавов [Shaw, 1970; McKenzie, 1984; Johnson et al., 1990; Johnson, Dick, 1992]. Ha основании вариаций редких элементов Джонсон с соавторами заключили, что наилучшее приближение к процессу плавления является фракционное плавление [Johnson et al., 1990]. Надо отметить, что чистое фракционное плавление подразумевает образование расплава на определенной глубине и его немедленное удаление, чего в природных условиях не наблюдается из-за отсутствия хорошей пористости для миграции расплавов.

Позднее было высказано предположение [Kelemen et al.,1997], что плавление мантии под СОХ может происходить как в ходе фракционного, так и равновесного процесса, при этом образующиеся расплавы могут смешиваться между собой, а остаточная мантия будет существенно деплетирована по литофильным элементам, поскольку подвергалась интенсивному процессу фракционного плавления.

В ходе подъема мантийной колонны мигрирующие вверх расплавы скорее всего отделяются от мантийной матрицы не полностью, оставляя незначительное (от сотых до процентов) количество расплава. Это приведет к существенному переуравновешиванию расплавов. Если первые порции поступающих на поверхность расплавы будут иметь существенное обогащение по наиболее несовместимым элементам, то последние будут существенно ими обеднены. Подобные модели критического (непрерывного) плавления, развиваемые Кинзлер, Гроув [Kinzler, Grove 1992], Соболевым и Шимизу [Sobolev, Shimizu,1993] и др., позволили объяснить появление составов, обогащенных натрием, а также составов расплавов широкого спектра по вариациям литофильных элементов, обнаруженных во включениях магнезиальных ликвидусных оливинов Гавай и некотрых районов САХ [Соболев, 1996]. Основываясь на изучении расплавных включений в наиболее магнезиальных оливинаях района 10° с.ш. САХ, Соболев установил в них исключительно широкую дисперсию содержаний РЗЭ, отвечающих как ультрадеплетированным, так и слабообогащенным составам. Выявление подобного интервала по литофильным элементам могло быть объяснено только при условии вариаций степени плавления океанского лерцолита от 13-18% с содержанием от 2 до 3% остаточного расплава в матрице мантии. При этом для некоторых обогащенных составов фиксировалось наличие граната в источнике, что приводило к высоким отношениям легких рзэ к тяжелым. Иными словами плавление могло начинаться в условиях гранатовой фации. Основная группа составов расплавов изливающихся в пределах СОХ будет отражать смешение первичных расплавов, а условия их генерации, основанные на реально определенных Т гомогенизации расплавных включений в наиболее магнезиальных оливинах, дают интервал по давлению в 9-10 кбар и Т - 1270-1250°С [Соболев, 1996]. Надо заметить, что проведенное моделирование процесса генерации расплавов, исходя из петро-геохимического изучения гипербазитов, района С АХ-11° с.ш. (области разолома Вима), выявило тот факт, что начальный этап плавления происходил в присутствии граната [Brunelli et al., 2005]. Малые количества расплавов (от 0.1-1%), образующихся на этих глубинах могли проникать вверх и взаимодействовать с мантийными минералами, приводя к рефертитизации перидотита. Оценненая степень плавления лежит в интервале 9-23% [Brunelli et al., 2005], что близко к оценкам Соболева [Соболев, 1996] по составам расплавов этого региона.

Библиография Диссертация по наукам о земле, доктора геолого-минералогических наук, Сущевская, Надежда Михайловна, Москва

1. Alibert, С. Mineralogy and geochemistry of a basalt from site 738: implication for thetectonic history of the southernmost part of the Kerguelen plateau / Barron J, Larsen B.(eds), Proceeding of the ODP, 1991, Sci. Res., v. 119, P.293-298.

2. Anderson D.L. The sublithospheric mantle as the source of continental flood basalts: thecase against the continental lithosphere and plume head reservoirs. // Earth Planet. Sci. Lett. 1994. V.23.P. 269-280.

3. Anderson D.L. The Edges of the Mantle. In: M. Gurnis, M.E. Wysession, E. Knittle, andB.A. Buffett (eds). The Core-Mantle Boundary Region. Geodynamics 28. American Geoph. Union. Washington DC. 1998. P. 255-271.

4. Andronikov A.V., Egorov L.S. Mesozoic alkaline-ultramafic magmatism of Jetty Peninsula. 1993, in: Findlay R.H. (ed), Gondwana Eight, 547-557.

5. Antarctic Research series. Volcanic of the Antarctic Plate and Southern Oceans. Ed. W.Le Masuirie. American Geophysical Union. Washington, D.C. 1990,V.48.

6. Asimow P.D., Hirschman M.M., Ghiorso N.S., O'Hara M.J. and Stolper E.M. Compositions of near-solidus peridotite melts from experiments and thermodynamic calculations// Geochimica et Cosmochimica Acta. 1995. V. 59. P. 4489- 4506.

7. Atsushi Yasuda and Toshitsugu Fujii, Melting phase relations of an anhydrous mid-ocean ridge basalt from 3 to 20 Gpa: Implications for the behavior of subducted oceanic crust in the mantle // J.Geophys.Res., 99, No B5, pp.9401-9414,1994.

8. Backman J. R.A.Duncan, et al. Shipboard Scientific Party, sites 705-713 /Ed. By Backman J., Duncan R.A. Init.Repts, 115. Colledgr Station, TX (Ocean Drilling Program). 1988. V. 115. P. 125 845.

9. Baker M.B., Hirschmann M.M., Ghiorso M.S., Stolper E.M. Compositions of near-solidus peridotite melts from experiments and thermodynamic calculations // Nature, 1995, V. 375, P. 308-311.

10. Barker P.F. et al., Proceeding of the Ocean Drilling Program. Initial. Report. / 113, 1988, Ocean Drilling Program, College Station, P.783.

11. Barling J., Goldstein S.L. & Nicholls I.A. Geochemistry of Heard Island ( Southern Indian Ocean): characterization of an enriched mantle component and implications for enrichment of sub-Indian Ocean mantle // J. of Petrology. 1994.V. 35.P.1017-1053.

12. BaskiA.K. Pedogenesis and timing of volcanism in the Rajmahal flood basalt province, northeastern India. // Chem. Geol. 1995. V. 121. P. 73 89.

13. Batiza R., Melson W.G., О'Hern T. Simple magma supply geometry inferred beneath a segment of the mid-Atlantic ridge // Nature.1988. V. 335. P.45.

14. Batiza R., Rosendahl B.R., Fisher R.L. Evolution of oceanic crust, 3, Petrology and chemistry of basalts from the East Pacific Rise and Siqueiros transform fault // J. Geophys. Res. 1977. V.82. P.265-276.

15. Ben Othman D., White W.M. & Patchett P.J. The geochemistry of marine sediments, island arc magma genesis, and crust-mantle recycling // Earth and Planetary Science Letters. 1989.94.P. 1 -21.

16. Bender J.F., Hodges F.N., BenceA.E. Petrogenesis of basalts from the Project Famous Area: experimental study from 0 to 15 kbars // Earth and Planet. Sci. Lett., 1978, V. 41, N 3, P. 277-302.

17. Bernard A., Munschy M., Rotstein Y. and Sauter D. Refined spreading history at the Southwest Indian Ridge for the last 96 Ma, with the aid of satellite gravity data // Geophys. J. Int. 2005.V.162. P.765-778.

18. Bertha Constance M. and John R. Holloway. Anhydrous partial melting of an iron-rich mantle II: primary melt compositions at 15 kbar I I Contrib. Mineral. Petrol .1994. 115: 323-338.

19. Bonatti E. Anomalous opening of the Equatorial Atlantic due to an equatorial mantle thermal minimum // Earth and Planet. Sci. Lett. 1996. V.143. P. 147-160.

20. Bonatti E., Honnorez J. Sections of the Earth's crust in the Equatorial Atlantic // J. Geophys. Res. 1976. V.81. N23. P.4104-4116

21. Bonatti E„ Ligi M., Brunelli D., Cipriani A., Faberetti P., Ferrante V., Gasperini L., Ottolini L. Mantle thermal pulses below the Mid-Atlantic Ridge and temporal variation in formation of oceanic lithosphere // Nature.2003. Vol.423.P.499-505.

22. Bonatti E., Ligi M., Gasperini L., Peyve A., Raznitsin Y., and Chen Y.J. Transform migration and vertical tectonics at the Romanche fracture zone, equatorial Atlantic // J. Geophys. Res. 1994. V. 99. N Bll. P.21779-21802.

23. Bonatti E., Peyve A., Kepezhinskas P., Kurentsova N., Seyler M., Skolotnev S., Udinntsev G. Upper mantale heterogeneity below the Mid-Atlantic Ridge, 0-15° N. // J. Geophys. Res. 1992. V.97. P.4461-4476.

24. Bonatti E., Seyler M., Suschevskaya N. A. Cold suboceanic mantle belt at the Earth's Equator //Science. 1993. V.261. P.315-320.

25. Bougault H., Dmitriev L. V., Shilling J.-G., Sobolev A., Joron J. L., Needham H. D. Mantle heterogeneity from trace elements: MAR triple junction near 14° N // Earth and Planet. Sci. Lett. 1988. V.88. P.27-36.

26. Bryan W.B. Regional variation and petrogenesis of basalt glasses from the FAMOUS area, Mid-Atlantic Ridge// Jour.Petrol. 1979.V. 20, 293-325.

27. Burke K. Development of graben associated with the initial ruptures of the Atlantic Ocean // Tectonophysics.1976. V.132.P.93-112.

28. Bogdanov Yu.A., E.G. Gurvich, A.P.Lisitzin, K.G.Muraviov et al., Sulfides from Broken Spur hydrothermfl vent field, Mid-Atlantic Ridge, 29°10'N, 43°10'W.// BRIDGE Newsletter, N8, 1995, pp.25-29.

29. Chapman D.S. and Pollack H.N. Regional geotherms and lithospheric thickness. Geology. 1977. V.5. P. 265-268.

30. Chauvel C., Goldstein S.L. & Hofmann A.W. Hydratation and dehydratation of oceanic crust controls Pb evolution in mantle. Chemical Geology //1995. 126. P.65-75.

31. Class C., Goldstein S.L. Isotope arrays and plume sources: the Ninetyeast Ridge and Comoro plumes. // Abstracts. US Geological Survey Circular. 1994b. V.l 107. P. 60.

32. Class C., Goldstein S.L. Plume-lithoshpere in oceanic intraplate enviroment. // EOS. 1994a. V. 75. P. 722-723.

33. Condie K.C. Mantle plumes and their record in Earth History. 2001, Cambridge University Press, 306 p.

34. Courtillot V., Davaillie A., Besse J., Stock J. Three distinct types of hotspots in the Earth's mantle // 2003, Earth Planet.Sci.Lett., v.205, 295-308.

35. Courtillot V., Jaupart C., Manighetti /., Tapponnier P. and Besse J. On causal links between flood basalts and continental breakup. Earth Planet. Sci. Lett. 1999. V. 166. P. 177-195.

36. Crane K., Sundvor E., Buck R., and Martinez F. Rifting in the Northern Norwegian-Greenland Sea: thermal test of asymmetric spreading. // J.Geophys.Res. 1991. V. 96. P. 14529-14550.

37. Cserepes L., Yuen D.A. and Schroeder B.A. Effect of the mid-mantle viscosity and phase-transition structure on 3D mantle convection // Phys. Earth Planet. Inter. 2000. V. 118. P. 135-148.

38. Davaille A., Stutzmann E., Silveira G., Besse J., Courtillot V. Convective patterns under the Indo-Atlantic "box"// 2003, Earth Planet. Sci.Lett. V.239. P.233-252.

39. DeMets, C., Gordon D.F., Argus D.F., Stein S. Current plate motion // Geophys.J.R.Astron.Soc.London, 1990. 101, P.425-478.

40. Detrick R. S., Buhl P., Vera E., Mutter J., Orcutt J., Madsen J, Brocher T. Multichannel seismic imaging of an axial magma chamber along the East Pacific Rise between 9°N and 13°N // Nature, 1987, V. 326, p. 35-41.

41. Detrick R.S.,Mutter J.C., Buhl P., Kim I.I. No evidence from multicannel reflection data for a crustal magma chamber in the MARK area on the Mid-Atlantic Ridge // Nature, 1990, v.347, p.61-63.

42. Dick H.J., Fisher R.L., Bryan W.B. Mineralogic variability of the uppermost mantle along mid-ocean ridges // Earth Plan. Sci.Lett. 1984, v.69, N1, P.88-106.

43. Dickey J.S., Frey F.A., Hart S.R., Watson E.B. Geochemistry and Petrology of Dredged basalts from the Bouvet Triple Junction,South Atlantic // Geochimica et Cosmochimica Acta.1977. v. 41. N8. P. 1105-1118 .

44. Dosso L., Bougault H., Beuzart P.,Calvez J.-Y., Joron J.L. The geochemical structure of the South-East Indian Ridge. // Earth Planet. Sci. Lett. 1988. V.88. P.47 59.

45. Dosso L., Bougault II., Joron J.-L. Geochemical morphology of the North Mid-Atlantic Ridge, 10- 24° N: trace element-isotope complementarity. // Earth and Planet. Sci. Lett. 1993. V.120. P.443-462.

46. Dosso L., Bougault H., Langmuir C., Bollinger G, Bonnier O., Etoubleu. The age and distribution of mantle heterogeneity along the Mid-Atlantic Ridge (31- 41°N). Earth Planet. Sci. Lett. 1999.170. 209-286.

47. Douglass J., Schilling J-G., and Kingsley R.H., Influence of the Discovery and Shona mantle plumes on the southern Mid-Atlantic Ridge: Rare earth evidence.// Geophys.Res.Letters, 22, N021,2893-2896,1995.

48. Douglass J., Schilling J-G., Systematics of three-component, pseudo-binary mixing lines in 2D isotope ratio space representations and imlications for mantle plume-ridge interaction // Chemic. Geology. 2000.V.163. P.l-23.

49. Dupre B., Allegre C.-J. Pb-Sr isotope variation in Indian Ocean basalts and mixing phenomena//Nature. 1983. V.303, P.142-146.

50. Dyment J. Past and present Indian Ocean ridges: exciting targets for mid-ocan ridge studies! InterRidge Workshop on Tectonic and oceanic processes along the Indian Ocean Ridge system. N10, Goa, 2005.abst.pl-2.

51. Elliot D.H., Fleming T.H., Kyle P.R., Foland K.A. Long-distance transport of magmas in the Jurassic Ferrar Large Igneous Province, Antarctica. Earth and Planet. Sci. Lett. 1999. V.167. P. 89-104.

52. Elthon D., Ross D. K., Meen J. K. Compositional variations of basaltic glasses from the Mid-Cayman Rise spreading center. // J. Geophys. Res. 1995. V.100. N B7. P. 1249712512.

53. Emery K.O. and UchupiP. The geology of Atlantic Ocean. 988,1984.

54. Engel C.G., Fisher R.L. Granitic to ultramafic rock complex of the Indian Ocean ridge system,western Indian Ocean // Geol. Soc. Amer. Bull. 1975. V. 86. N. 11. P. 1553 -1578.

55. Erlank A. J., Reid D.L. Geochemistry, minaralogy, and petrology of basalts, Leg 25, Deep Sea Drilling Progect / Ed. By Simpson E.S.W., Schlich R.et al. Init. Rep.of the DSDP Washington (U.S.Goverment Printing Office). 1974. V. 25 P. 543 551.

56. Falloon T.J., Green D.H., Hatton C.J., Harris K.L. Anhydrous partial melting of a fertile and depleted peridotite from 2 to 30 kb and application to basalt petrogenesis//J. Petrol., 1988, V. 29, Part 6, P. 1257-1282.

57. Fedorov P. I., Zolotarev B. P., Gutsaky V. A. Igneous rocks from the Equatorial Atlantic. In Equatorial segment of the Mid-Atlantic Ridge. / Ed. G. B. Udintsev. UNESCO, 1996. P.49-55.

58. Fisk M.R. Volcanism in the Bransfield Strait, Antarctica. // Journal of South American Earth Sciences. 1990.V 3 . 2/3. P. 91-101.

59. Fontignie D., Shilling J.G. Mantle heterogeneities beneath the South Atlantic: a Nd-Sr-Pb isotopic study along the Mid-Atlantic Ridge (3°S-46°S) // Earth and Planet. Sci. Letters. 1996. 142. P.209-221.

60. Ford A.B. Antarctic Deep-Sea basalt, Southeast Indian Ocean and Balleny Basin, DSDP Leg28 / Init. Rep. of the DSDP. Washington (U.S.Goverment Printing Office). 1975. V. 28. P. 835 859.

61. Franke P., Strauss H., Devey C.W., et al. Trace element constraints on source composition and degree of melting between 5°W and 15°E on the Gakkel Ridge. // Geophys.Res.Abstr. 2003. Vol.5. P.10415.

62. Frey F. Formation of the Kerguelen large igneous province, Gondwna breakup, lost continents and growth of the Indian Ocean / Workshop on Tectonic and oceanic processes along the Indian Ocean Ridge system. N10, Goa, 2005.abst.p61.

63. Frey F.A., Coffin M.F., Wallace P. J., Weis D., et al., Origin and evolution of a submarine large igneous province: the Kerguelen Plateau and Broren Ridge, southern Indian Ocean // Earth and Planet. Sci. Letters. 2000. 176. P.73-89.

64. Frey F.A., Dickey J.S., Thompson Jr.G., Bryan W.B., Davies H.L. Evidence for heterogeneous primary MORB and mantle sources, NW Indian Ocean // Contributions to Mineralogy and Petrology. 1980. V.74. No.4. P. 387-402.

65. Frey F.A., McNaughton N.J., Nelson D.R., de Laeter J.R., Duncan R.A. Petrogenesis of the Bunbury basalt, Western Australia: inetraction betweenhe Kerguelen plume and Gondwana lithosphere? // Earth Planet. Sci. Lett. 1996. V. 144. P. 163 183.

66. Fujii T., Scarfe C.M. Petrology and geochemistry of spinel peridotite nodules from West Kettle River, near Kelowna, sourthern British Columbia. Contributions to Mineralogy and Petrology. 1982. V.80. P. 397-306.

67. Gente P., Ceuleneer G., Dauteuil O., et al. On- and Off-axis Submersible investigations on a highly magmatic segment of the Mid-Atlantic Ridge (21°40'N): the TAMMAR cruise// Inter Ridge news. 1996, V.5, N 2, pp.27-31.

68. Gibson S.A., Thomhson R.N., Day J.A., Humphris S.E., Dickin A.P. Melt-generation processes associated with the Tristan mantle plume: Constraints on the origin of EM-1 // Earth Planet. Sci. Lett. 2005. V. 237. P. 744 767.

69. Golinsky and ADMAP group. A Magnetic Anomaly Map of The Antarctic South of 60°. ADMAP Project

70. Goslin J., Patriat Ph., Absolute and relative plate motions and hypotheses on the origin of five aseismic ridges in the Indian ocean. // Tectonophysics. 1984. V. 101. P. 221 244.

71. Graham D.W., Jenkins W.J., Schilling J.G, Thompson G., Kurz M.D., Humphris S.E. Helium isotope geochemistry of mid-ocean ridge basalts from South Atlantic. // Earth and Planet.Sci.Lett. 1992. V.110. P.133-147.

72. Gunn B.M. Modal and element variations in Antarctic Tholeiites // Chem.Geol. 1966. V.30. P.881-920.

73. Haase K.M., Devey C. W., Mertz D.F., et al. Geochemistry of lavas from Mohns Ridge, Norwegian-Greenland Sea: implications for melting conditions and magma sources near JanMayen. // Contrib.Mineral.Petrol. 1996. V.123. P.223-237.

74. Haase K.M., Devey C.W.,Wieneke M. Magmatic processes and mantle heterogeneity beneath the slow-spreading northern Kolbensey Ridge segment, North Atlantic. // Contrib.Mineral.Petrol. 2003. V.144. P.428-448.

75. HallidayA. N., Davidson J. P., Holden P., DeWolfCh., Lee Der-Clu, Fitton J. G. Trace-element fraction in plumes and the origin of HIMU mantle beneath the Cameroon line. // Natura l990. V.347. P.523-528.

76. Hamelin B., Dupre B., Allegre C.J. Pb-Sr-Nd isotopic data of Indian ocean ridges: new evidence of large-scale mapping of mantle heterogeneities. // Earth Planet. Sci. Lett. 1985/86. V. 76. P. 288-298.

77. Hart S.R., Blusztajn J., Craddock C. Cenozzoic volcanism in Antarctica: Jones Mountains and Peter 1 Island. // Gedochim.Cosmochim.Acta. 1995. 59, P.3379-3388.

78. Hart S.R., Blusztajn, J., Lemasurier, W. E., and Rex, D. C., Hobbs Coast Cenozoic volcanism: Inplications for the West Antarctic rift system // Chemical Geology, 1997, 139, P.223-248.

79. Hauri E.H., Whitehead J.A., Hart S.R. Fluid dynamic and geochemical aspects of entrainment in mantle plumes // J. Geophys. Res. 1994. V. 99. P. 24275-24300.EM-1 JEM-2

80. Hekinian R. Petrology of igneous rocks from Leg22 in the Northeastern Indian ocean. / Ed. by Yon der Borch C.C., Sclater J.G. et al. Init. Rep. Of the DSDP. Washington (U.S.Goverment Printing Office). 1974. V. 22. P. 413 447.

81. Hergt C.M., Chappell P.W., McCullocli M.T., McDougall I., Chvas A.F. Chemical and isotopical constrains on the original of the Urassic dolerites of Tasmania. J.Petrol. 1989. V.30. Pt.4. P.841-883.

82. Hergt J.M., Peate D. W, Hawkesworth C.J. The pedogenesis of Mesozoic Gondwana low-Ti flood basalts. //Earth Planet. Sci. Lett. 1991. V.105. C. 134-148.

83. Hertogen J., Janssens M.J., Palme H. Trace elements in ocean ridge basalt glasses: implicatons for fractionations during mantle evolution and petrogenesis // Geochimica et Cosmochimica Acta .1980.44 . P. 2125-2143.

84. Hirose K., Kushiro I. Partial melting of dry peridotites at high pressures: determination of compositions of melts segregated from peridotite using aggregates of diamond // Earth and Planet. Sci. Lett. 1993, V. 114, N 4, P. 477-489.

85. Hirsschmann M.M. and Stolper E.M. A possible role for garnet pyroxenite in the origin of the " garnet signature" in MORB // Contrib. Mineral. Petrol. 1996. V. 124 . P. 185-208.

86. Hoch M. and Tobschall H.J. Minettes from Schirmacher Oasis, East Antarctica -indicators of an enriched mantle source. Antarctic Science. 1998. 10 (4). P.476-486.

87. HoernleK., Zhang Y.-S., GrahamD. //Nature. 1995. V. 374. P. 34-52

88. Hofmann A. W Sampling mantle heterogeneity through oceanic basalts: isotopies and trace elements. In Treatise on Geochemistry. V.2 (ISBN:0-09-044337-0); p.61-101.

89. Hofmann A.W. Mantle geochemistry: the message from oceanic volcanism. Nature. 1997. V.385, P.219-289.

90. Hofmann A.W.& White W.M. Mantle plumes from ancient oceanic crust // Earth and Planetary Science Letters. 1982. 57. P.421-436.

91. Hole M.J. Post-subduction alkaline volcanism along the Antarctic Peninsula. 1988. Journ.Geol.Soc. London, 145, P.985-998.

92. Hole M.J., Kempton P.D., Millar I.L. 1993. Trace-element and isotopic characteristics of small-degree melts of the asthenosphere: Evidence from the alkalic basalts of the Antarctic Peninsula// Chem.Geology,, v.109, 51-68.

93. Hole M.J., Rogers G., Saunders A.D., Storey M. The relationship between alkalic volcanism and slab-window formation. 1991. Geology, 19, P.657-660.

94. Honnorez J. and Bonatti E. Nepheline gabbro from the Mid-Atlantic Ridge.// Nature. 1976. V.215. P.381-383.

95. Humphris S.E., Thompson G., Shilling J.G., Kinzley R. Petrological and geochemical variations along the Mid-Atlantic Ridge between 46 and 32oS: influence of the Tristan da Cunha mantle plum. // Geochim.et cosmochim. acta. 1985. V.49. P. 14451464.

96. Ingle S., Scoates J.S., Weis D., Brugmann G., Kent R.W. Origin of Cretaceous continental tholeiites in southwestrn Austalia and eastern India: insights from Hf and Os isotopies. Chemical Geology 209 (2004) 83-106.

97. Ito E., White W.M., Gopel C. The O, Sr, Nd and Pb isotope geochemistry of MORB. //Chem. Geol. 1987. V. 62. P. 157 176.

98. JaquesA.L., Green D.H. Anhydrous melting of peridotite at 0-15 kb pressure and genesis of tholeiitic basalts // Contribs Mineral, and Petrol., 1980, V. 73, N 3, P. 287310.

99. Jellinek A.M., Manga M. Links between long-lived hot spots, mantle plumes, D", and plate tectonics. 2004, Reviews of Geophysics, v.42,1-35.

100. Johnson G.L., Hey R.N., Lowrie A. Marine geology in the environs of Bouvet island and the south Atlantic triple junction // Marine Geoph.Res. 1973. V. 2. P.23-36.

101. Johnson K.T.M., Dick H.J.B. Open system melting and temporal and Spatial variation of peridotite and basalt at the Atlantis II fracture zone // Journal of Geophysical Research 1992. 97. B2. P. 9219-9241.

102. Johnson K.T.M., Dick H.J.B., and Shimizu N. Melting in the oceanic upper mantle: An ion microprobe study of diopsides in abyssal peridotes // Journal of Geophysical Research. 1990. 95. P. 2661-2678.

103. Kalt A., Hegner E., Satir M. Nd, Sr, and Pb isotopic evedence for diverse lithospheric mantle source of East African Rift carbonatites. // Tectonophysics. 1977. V.278. P.31-45.

104. Kamenetsky V. S., Maas R., Sushchevskaya N.M., Norman M.D., Cartwright I., Peyve A.A., Remnants of Gondwan continental lithosphere in oceanic upper mantle: Evidence from the South Atlantic Ridge // Geology, 2001,29.no3, P.243-246.

105. Kamenetsky V. Methodology for the study of melt inclusions in Cr-spinel, and implications for parental melts of MORB from FAMOUS area. Earth Plant. Sci. Lett, 142, 479-486,1996.

106. Kelemen P.B., Hirth G., Shimizu N., Spielgelman M., Dick H.J. A review of melt migration processes in the adiabatically upwelling mantle beneath oceanic spreading ridge. Phil. Trans. R. Soc. Lond. 1997.V. 355. P. 283-318.

107. Kellog L.H., Hager B.H., van der Hilst R.D. Compositional stratification in the deep mantle. 1999, Science, v.283, 1881-1884.

108. Kempe D.R.C. The petrology of the basalts, Leg 26. / Ed by Davies T.A., Luyendyk B.P. et.al. Init. Rep. of the DSDP. Washington (U.S.Goverment Printing Office). 1974. V. 26. P. 465 492.

109. Kent R. W., Hardarson B.S., Saunders A.D., Storey M. Plateaux ancient and modern: geochemical and sedimentological perspectives on Archaean oceanic magmatism. // Lithos. 1996. V. 37. P. 129- 142.

110. Kerr R.A. Plumes from the core lost and found. 2003, Science, v.299, 35-36.

111. Kinzler R.L., Grove T.L. Primary magmas of mid-ocean ridge basalts, 2. Applications. J.Geophys.Res. 1992. V.97. No.B5. P.6907-.6926.

112. Klein E. M GERM -8% MgO MORB Data, Word Wide Web. http://www-ep.es.llnl.gov/germ-home.html.

113. Klein E. M. and Langmuir C. H. Local versus global variations in ocean ridge basalt composition: A reply. // J. Geophys. Res. 1989. V.94. P.4241-4252.

114. Klein E. M. Langmuir C.H.,Staudigel H. Geochemistry of Basalts From the Southeast Indian Ridge, 115°E-138°E. // J. Geophys. Res. 1991. V. 96. N. B2. P. 2089 -2107.

115. Klein E. M, Langmuir C. H. Global correlations of ocean ridge basalt chemistry with axial depth and crustal thickness. // J. Geophys. Res. 1987. V.92. N B4. P.8089-8115.

116. Korenaga J. Firm mantle plumes and the nature of the core-mantle boundary. 2005, Earth PIanet.Sci.Lett., v.232,29-37.

117. Kushiro I., Thompson R.N. Origin of some abyssal tholeiites from the mid-Atlantic ridge//Ann.Reptir.Geophys.Lab. 1971/1972, Washington D.C., 1972, P. 403-406

118. Le Roex A. P., Dick H. J. B., Watkins R. T. Petrogenesis of anomalous K-enriched MORB from the Southwest Indian Ridge: 11°53'E to 14°38'E. // Contribs Mineral Petrol. 1992. V.110. P.253-268.

119. Le Roex A.P. , Dick H.J.B., Gulen L., et al. Local and regional heterogeneity in MORB from the Mid-Atlantic Ridge between 54.5°S and 51°S: Evidence for geochemical enrichment // Geochimica et Cosmochimica Acta.1987 .51. P. 541-555.

120. Le Roex A.P. , Dick H.J.B., Reid A.M., Erlank A.J. Ferrobasalts from the Spiess Ridge segment of the Southwest Indian Ridge // Earth and Planetary Science Letters. 1982 .v.60. P.437-451.

121. Le Roex A.P. , Dick H.J.B., Watkins R.T. Petrogenesis of anomalous K-enriched MORB from the Southwest Indian Ridge: 11°53'E to 14°38'E // Contributions to Mineralogy and Petrology .1992. 110. P. 253-268.

122. Le Roex A.P., Dick H.J. Petrography and geochemistry of basaltic rocks from the Conrad fracture zone on the American-Antarctican ridge. // Earth and Planet.Sci.Lett. 1981. V.54. P.117-138.

123. Le Roex A.P., Dick H.J.B., Fisher R.L. Petrology and Geochemistry of MORB from 25°E to 46°E along the Southwest Indian Ridge: Evidence for Contrasting Styles of Mantle Enrichment. // Jour. Petrol. 1989. V. 30. N. 4 P. 947 986.

124. Lecroart P., Albarede F., Cazenave A. Correlation of Mid-Ocean Ridge basalt chemistry with the geoid. // Earth and Planet.Sci.Lett. 1997. V.153. P. 37-55.

125. Leitchenkov G.L., Masolov V.N. Tectonic and Magmatic History of the Eastern Weddel Sea Region. The Antarctic Region: Geological Evolution and Processes //1997, P.461-466.

126. Ligi M., Bonatti E., Bortoluzzi G., et al. Bouvet triple Junction in the South Atlantic: geology and evolution // J. Geoph. Res. 1999, V.104,B12, P.29365-29385.

127. Lithgow-Bertelloni C., Silver P. G Nature. 1998. V. 395. P. 269-272.

128. Livermore R.A., Tomlinson J.S., Woollett R.W. Unusual sea-floor fabric near the Bullard fracture zone imaged by GLORIA sidescan sonar. // Nature. 1991. V.353. P.158-160.

129. Lundstrom C., Gill J., Williams Q. A geochemically consistent hypothesis for MORB generation. Chemical Geology .2000.162. P. 105-126.

130. Luttinen A. V., Fumes H. Flood basalts of Vestfjella: Jurassic magmatism across an Achaean Proterozoic lithospheric boundary in Dronning Maud Land, Antarctica. Journal of Petrology. 2000. V.41. N8. P.1271-1305.

131. Maaloe and Aoki. The major element composition of the upper mantle estimated from the composition of lherzolites // Contrib Mineral Petrol. 1977. V.63. P.161-173,

132. Mahoney et al. Beyond EM-1: Lavas from Afanasey Nikitin Rise and the Crozet Archipelago, indian Ocean. Geology , 1996,24, P.615-618.

133. Mahoney J.J, Jones W.B., Frey F.A., et «/.Geochemical Characteristics of lavas from Broken Ridge,the Naturaliste Plateu and Southernmost Kerguelen Plateu:Cretaceous Plateau Volcanism in SE10. J.of Geoph.Res. 1995. V.120. P.315-345.

134. Mahoney J.J., Graham D.W., Christie D.M., Jonson K.T.M., Hall L.S. and Vonderhaar D.L. Between a hotspot and a cold spot: isotopic variation in the Southeast Indian Ridge asthenosphere, 86°E-118°E. J. of Petrology.2002.V. 43.N 7.P.1155-1176.

135. Mahoney J. J., le Roex A.P., Peng Z., Fisher R.L., Natland J.H. Southwestern Limits of Indian Ocean Ridge Mantle and the Origin of Low 206Pb/204Pb Mid-Ocean Ridge Basalts. //J.Geophys.Res. 1992. V.97. N. B13. P. 19771 19790.

136. Mahoney J. J., Nathland J.H., White W.M. et al. Isotopic and geochemocal provinces of the Western Indian Ocean spreading centers // J. Geophys. Res. 1989. V.94, P.4033-4052.

137. Manatschal G. New models for evolution of magma-poor rifted margins based on a review of data and concepts from West Iberia and the Alps // Int.J. Earth Sci. (Geol Rundsch) 2004,93.P.432-466).

138. Manhes G., Minster J.E., Allegre C.J. Comparative uranium-thorium-lead and rubidium-strontium study of the Severin amphoterite: consequences for early Solar system chronology.// Earth Planet.Sci.Lett., 1978. 39, P. 14-24.

139. Markl R.G. Evidence for the break up of the eastern Gondwanaland by the early Cretaceous. //Nature. 1974. V. 251. N. 5472. P. 196 200.

140. Martin A.K., Hartnady C.J.H. Plate tectonic development of the south west Indian ocean: a revised reconstruction of East Antarctica and Africa // J.Geophys.Res. 1986. V.91. №5. P.4767-4786.

141. Maruyama S. Plume tectonics // Geol. Soc. Japan. 1994. V.100, P.24-49.

142. MattielliN., Weis D., Gregoire M., Mennessier J.P., Cottin J.Y., GiretA. Kerguelen basic and ultrabasic xenoliths: evidence for long-lived Kerguelen hotspot activity. // Lithos. 1996. V. 37. P. 261 -280.

143. McCarron J. J., Larter R.D. Late Cretaceous to early Tertiary subduction history of the Antarctic Peninsula//J. Geolog.Soc. 1998. V. 155. P.255-268.

144. McKenzie D.P. The extraction of magma from the crust and mantle // Earth Planet. Sci. Lett. 1985.V. 74. P. 81-91.

145. McKenzie D.P., Sickle M.J. The volume and composition of melt generated by extension of the lithosphere // J. Petrol. 1988. V. 29. P. 625-697.

146. McKenzie D.P., Sclater J.G. The evolution of the Indian Ocean since the date Cretaceous. // Geoph. J. Roy. Astron. Soc. 1971. N. 25. P.437-528.

147. Melson W.G., Hart S.R., Thompson G. St. Paul's rocks equatorial at petrogenesis, radiometric agees and implications on sea-floor spreding. / / The Geol. Soc. of Am. 1972. V. 132.No 3.P.241-171.

148. Melson W.G., Byerly G.R., Helen J.A., O'Hearn T., Write T.L., Vallier T. A Catalog of the Major Element Chemistry of Abyssal Volcanic Glasses. // Smith. Contribs Earth Sci. 1977. N. 19. 100 p.

149. Melson W.G., Jarosevich E., Cifelli R., and Thompson G. Alkali olivine basalt dredged near St. Paul's rocks. // Nature. 1967.V.215. P.381-382.

150. Mertz D.F., Devey C. W, Todt W., Stoffers P. and Hofmann A. W. Sr-Nd-Pb isotope evidence against plume-astenosphere mixing north of Iceland // Earth Planet. Sci. Lett. 1991.107.P. 243-255.

151. Meyzen C.M., Toplis M.J., Humler E., Ludden J.N., Mevel C. A disconntinuty in mantle composition beneath the southwest Indian ridge // Science 2003. V. 421.P.731-733.

152. Michard A., Montigny R. and Schlich R., Geochemistry of the mantle beneath the Rodriguez triple junction and the South- East Indian Ridge //Earth. Planet. Sci. Lett. 1986. 78, P.104-114.

153. Mikhalsky E.V., Sheraton E.V., et al. Geology of Prince Charles Mauntains. AGSO-Geoscience Australia Bulletin. 2001. V. 247. 210 p.

154. Mitchell N.C., Livermore R.A. Spiess Ridge: An axial high on the slow spreading Southwest Indian Ridge. J.of Geoph. Res. 1998.V.103. N. B7.P 15,457-15,471.

155. McHone J.G., Anderson D.L., Beutel E.K., Fialko Yu.A. Giant dikes, rifts, flood basalts and plate tectonics: a contention of mantle models. 2005, in: GSA Special Paper 388, 00-00.

156. Molzahn M., Reisberg L., Worner G. Os, Sr, Nd, Pb, O isotope and trace element data from the Ferrar flood basalts, Antarctica: evidence for an enriched subcontinental lithospheric source. 1996, Earth Planet.Sci.Lett., v!44, 529-546.

157. Montelli R., Nolet G., Dahlen F.A., Masters G., Engdahl E.R., Hung S.-H. Finite-frequency tomography reveals a variety of plumes in the mantle. 2004, Science, v.303, 338-343.

158. Miller D.M., Goldstein S.L. & Langmuir C.H. Cerium/lead and lead isotopic ratios in arc magmas and the enrichment of lead in the continents // Nature. 1994.368. P.514-520.

159. Moore J.G., Batchelder J.N., and Cunningham C.G. C02-filled vesicles in mid-ocean basalts. J. Volcanol. Geoth. Res //1977. V.2. P. 309-349.

160. Morgan W.J. Hotspot tracks and the opening of the Atlantic and Indian oceans /1981. In The Sea, vol.7. The Oceanic Lithosphere, ed.C.Emilliani. P.443-487. New-York.

161. Muhe R., Bohrmann H., Garbe-Schonberg D., Kassens H. E-MORB glasses from the Gakkel Ridge (Arctic Ocean) at 87°N: evidence for the Earth's most northerly volcanic activity. // Earth Planet.Sci.Lett. 1997. V.152. P.l-9.

162. Muller C. Shear-Wave Splitting , Anisotropy, the Tectonic Evolution of Antarctic Continental Margins, and Mantle Flows. In: 8th International Symposium on Antarctic Earth Sciences. (Ed. D.N.B. Skinner). Wellington, New Zealand, 1999, p.217.

163. Munschy.M. and R. Schlich. The Rodriguez Triple Junction (Indian Ocean): Structure and evolution for the past one million years. Mar. Geophys. Res. 1989! 1,1-14.

164. Neumann E.-R. and Schilling J.-G. Petrology of basalts from the Mohns-Knipovich Ridge; the Norwegian-Greenland Sea. // Contribs Mineral Petrol. 1984. V.85. P.209-223.

165. Nimis P. A clinopyroxene geobarometer for basaltic systems on crystal-structure modelling: Contributions to Mineralogy and Petrology. 1995. V. 121. P. 115-125.

166. Nimis P., Ulmer P. Clinopyroxene geobarometry of magmatic rocks Part 1: An expanded structural geobarometer for anhydrous and hydrous, basic and ultrabasic systems // Contrib. Mineral. Petrol. 1998. V. 133. P. 122-135.

167. Niu Y. Bulk-rock major and trace elrment compositions of abyssal peridotites: implications for mantle melting, melt extraction and post-melting processes beneath Mid-Ocean Ridge // J. of Petrology. 2004. V.45. No 12. P, 2423-2458.

168. Niu Y., Batiza R. An empirical method for calculations produced beneath mid ocean ridges: applicatioon for axis and off-axis (seamounts) melting // J.Geophys.Res. 1991. V. 96. NO.B13.P.21753 -21777.

169. O'Hara M.J. Are ocean floor basalts primary magma? // Nature. 1968. V. 220. P.683-686.

170. O'Hara M.J. The bearing of phase equilibria studies on the origin and evolution of ignereous rocks // Earth and Planet. Sci. Lett. 1993, V. 4, P. 69-133.

171. Okino K., Curewitz D., Asada M., et al. Preliminary analysis of the Knipovich Ridge segmentation: influence of focused magmatism and ridge obliquity on an ultraslow spreading system. // Earth Planet.Sci.Lett. 2002. V.202. P.275-288.

172. Ondreas, H., Aslanian, D., Geli, L., et al. Variations in axial morphology, segmentation, and seafloor roughness along the Pacific-Antarctic Ridge between 56° and 66°S //J. Geophys. Res., 2001. v. 106, P. 8521-8546.

173. Pearce J. A. and Norry M.J. Petrogenetic implications of Ti, Zr, Y, and Nb variations in volcanic rocks // Contrib. Mineral. Petrol. 1979. V. 69. P. 33-47.

174. Pearce J., Weissel J., et al. Shipboard Scientific Party, sites 756, 757, 758 / Ed. by Peirce J., Weissel J, et.al. Proc. ODP, Unit.Repts., 121. Colledge Station, TX (Ocean Drilling Program). 1989. V. 121. P. 237 456.

175. Presnall D.C. and Hoover J.D. Composition and depth of origin of primary mid-ocean ridge basalt// Contrib. Mineral. Petrol. 1984. V. 87. P. 170-178.

176. Presnall D.C. and Hoover J.D. High pressure phase equilibrium constraints on the origin of mid-ocean ridge basalts / In Magmatic Processes: Physicochemical Principles (ed. Mysen). 1987. Geochem.Soc. Spec. Pub. I. P.75-89.

177. Presnall D.C., Gudfinnson G.H., and Walter M.J. Generation of mid-ocean ridge basalt at pressures from 1- 7 Gpa // Geochemica et Cosmochemica Acta. 2002. V. 66 No 12. P. 2073-2090.

178. Presnall, D.C., Dixon, J.R., O'Donnel, T.H., Dixon, S.A. Generation of Mid-Ocean Ridge tholeiites // J. Petrology. 1979. 20. 1. P.3-35.

179. Price R.C. Kennedy A.K., Riggs-Sneeringer, F.A. Frey. Geochemistry of basalts from the Indian triple junction: implication for the generation and evolution of Indian Ridge basalts // Earth and Planetary Science Letters. 1986. V.78. P. 379-396.

180. Rabinowitz P.D., LaBrecque J.L. The Mesozoic South Atlantic Ocean and evolution of its continental margins//J. Geophys. Res. 1979.V. 84. P.5973-6002.

181. Reynolds J.R., and Langmuir C.H. Petrological systematics of the Mid-Atlantic Ridge south of Kane: Implications for ocean crust formation // J. Geophys. Res. 1997. V. 102. P.14915-14946.

182. Richard P., Schimizu N., Allegre C.J. 143Nd/144Nd a natural tracer: an application to oceanic basalts.// Earth Planet.Sci.Lett., 1976, 31, P.269-278.

183. Richards M.A., D.C. Entgebreson. Large-scale mantle convection and the history of subduction //Nature. 1992. V. 355. P. 437-440.

184. Ristema J., Allen R., The elusive mantle plume // Earth and Planet. Sci. Lett. 2003. V. 207. P. 1-12.

185. Robinson C.J., Bickle M.J., Minshull T.A. Low degree melting under the Southwest Indian Ridge: the role of mantle temperature, conductive cooling and wet melting. // Earth and Planetary Science Letters. 2001, v. 188, P. 383-398.

186. Robinson J.A.C., Wood B.J., Blundy J.D. The beginning of melting of fertile and depleted peridotite at 1.5 GPa // Earth and Planet. Sci. Lett. 1998. V. 155. P. 97-111.

187. Robinson P.T. Whitford D.J. Basalts from the Eastern Indian ocean, DSDP Leg27. / Ed. by Veevers J.J., Heirtzler J.R., et al. Init. Rep.of the DSDP. Washington (U.S.Goverment Printing Office). 1974. V. 27. P. 551 559.

188. Robinson P.T., Von Herzen R.P., et al. Shipboard Scientific Party, sites 732, 734. / Ed. By Robinson P.T., Von Herzen R., et al. Colledgr Station, TX (Ocean Drilling Program). 1989. V. 118. P. 41 -87.

189. Roden M.K., Hart S.R., Frey F.A., Melson W.G. Sr, Nd and Pb isotopic and REE geochemistry of St.Paul's Rocks: the metamorphic and metasomatic development of an alkali basalt mantle source // Contr. Min. petrol. 1984. V.83. №4. P.376-390.

190. Roest W. R., Collette B. J. The fifteen twenty fracture zone and the North American-South American plate boundary. // Journal of the Geological Society. London. 1986. V.143. P.833-843.

191. Rona P.A. TAG hydrothermal field: Mid-Atlantic Ridge crest at latitude 26°N // J. Geol. Soc. London, 1980. 137.P.385-402.

192. Royer J.-Y., Sandwell D.T. Evolution of the Eastern Indian Ocean since the late Cretaceous: constreins from geosat altimetry // J. Geophys. Res. 1989. V.94. N B10. P.13755-13782.

193. Rundnick R.L. Presper T. Geochemistry of intermediate to high-pressure granulites. In: Vielzenf D. and Vidal P.(eds) Granulites and Crust Evolution. Dordrecht: Kluwer Academic, 1990. P.523-550.

194. Rundvick R.L. Xenolith-samples of the lower continental crust. / In: Fountain D.M. and Kay R.W. (eds) The continenal Lower Crust. Amsterda,1992: Elsevier, P.269-316.

195. Sandwell D.T.,Walter H., Smith F. Global Marine Gravity from EPS-1 Geosat and Seasat Reveals New Tectonic Fabric.,EOS. Trans. AGU v.73,no 43.,p 133. 1992.

196. Sauders A.D., Fitton J. G., Kerr A. C., Norry M.J., and Kent R. W. The North Atlantic Province / In Large igneous province: Continental, Oceanic, and Planetary Flood Volcanism. Geophysica Monograph 100. 1997.P. 45-91.

197. Saunders A.D., Tarney J., Kerr A.C., Kent R.W. The formation and fate of oceanic large igneous provices. // Lithos. 1996. V. 37. P. 81 95.

198. Schilling J.-G., Hanan B.B., McCully B., Kingsley R.H. Influence of the Sierra Leone mantle plume on the equatorial Mid-Atlantic Ridge: A Nd-Sr-Pb isotopic study. // J. Geophys. Res. 1994. V. 99. N B6. P.12005-12028.

199. Schilling J-G. Geochemical and isotopic variation along the Mid-Atlantic Ridge axis from 79° N to 0° S. In The Geology of North America, Vol.M, The Western North Atlantic Region. The Geological Society of America, 137-156,1986.

200. Schilling J-G., Bergeron M.B. and Evans R. Halogens in the mantle beneath the North Atlantic. Phil. Trans. R. Soc. Lond., A, 97,147-178,1980.

201. Scotese C.R. Paleomap Project, http://www.scotese.com 2002.

202. Schlich R. The Indian Ocean: aseismic ridges, spreading centers and basins. / Ed. By A.E.Nairn and F.G.Stheli. The Ocean Basis and Margins. The Indian Ocean. Plenum, New York 1982. V. 6. P. 51 -147.

203. Schlich R., Wise S. W.Jr., et al. Shipboard Scientific Party, sites 747, 748, 749, 750. / Ed. By Schlich R., Wise S.W.Jr. et.al. Proc. ODP, Unit. Repts., 120. Colledge Station, TX (Ocean Drilling Program). 1989. V. 120. P. 89 339.

204. Sclater J.G., et al. The Bouvet Triple Junction // J. of Geophys.Res. 1976. V.81. № 11. P.1857-1869.

205. Scott M.R., Scott R.B., Rona P.A. et. al. Rapidly accumulating manganese deposit from the median valley of the Mid-Atlantic Ridge.Geophys. Res.Lett. 1974. V.1.P.355-358.

206. Sempere J-C., KC.Macdonald. Marine Tectonics: Processes at Mid-Ocean Ridges. Reviews of Geophysics. V. 25, No 6, p. 1313-1347,1987.

207. Seyler M., Bonatti E. Regional-scale melt-rock interaction in Iherzolitic mantle in the Romanche Fracture Zone Atlantic Ocean. Earth and Planetary Science Letters.// 1993, 120, P.443-462.

208. Seyler M., Bonatti E. Regional-scale melt-rock interaction in Iherzolitic mantle in the Romanche Fracture Zone, Atlantic Ocean. // Earth and Planet. Sci. Lett. 1993. V.120. P.443-462.

209. Seyler M., Lorand J.-P., Toplis M., Godard G. Asthenospheric metasomatism beneath the mid-ocean ridge: Evidence from depleted abyssal peridotites // Geology. 2004. V.32. no.4. P.301-304.

210. Shaw D.M. Trace element fractionation during anatexis: Geochim. Cosmochim. Acta. 1970. V. 34. P. 237-243.

211. Sheth H.C. A historical approach to continental flood basalt volcanism: insights into pre-volcanic rifting, segmentation, and early alkaline magmatism. Earth Planet. Sci. Lett. 1999. V. 168. P.19-26.

212. Shibata T., Thompson G., Frey F.A. Tholeiitic and alkaline basalts at the Mid-Atlantic at 43° N // Contribs. Mineral. Petrol. 1979. 70. P. 127-141.

213. Shido F. and Miyashiro A. Compositional difference between abyssal tholeiites from north and South of the Azores on Mid-Atlantic Ridge // Nature. 1973. V. 245 (143). P.59-60.

214. Shilling J.G., Thompson G., Kinzley R., Humphris S.E. Hotspot-migrating ridge interaction in South Atlantic: geochemical evidence. //Nature. 1985. V.313. P.l87-191.

215. Shimizu N., Sobolev A. V., Layne G. D., Tsamerian O. P. Large lead-isotopic variation in olivine-hosted melt inclusion in basalt from the Mid-Atlantic Ridge. // Nineth Annual V.M.Goldscmhidt conference. 1999. P.7657 .

216. Simonov V.A. ,Peyve A.A, Kolobov V.Yu., et al. Magmatic and hydrothermal processes in the Bouvet Triple Junction region (South Atlantic) // Terra Nova. 1996 .8.P.415-424.

217. Sinton J.M., Smaglik S.M.,Mahoney J.J. Magmatic processes at superfast spreading Mid-Oceanic Ridges: glass compositional variations along the East Pacific Rise 13-23 // Journal of geophysical research .1991. v. 96. B4. P. 6133-6155.

218. Smellie J.L., Pankhurst R.J., Hole M.J., Thomson J.W. Age distribution and eruptive conditions of late Cenozoic alkaline volcanism in the Antarctic Peninsula and eastern Ellsworth Land. Review. 1988. Br.Antarct.Surv.BulI., 80, P.21-49.

219. Smitsonian Volcanic Glass Data File at http://www.nmnh.si.edu/minsci/researcli/glass/ 2001

220. Sobolev A. V. and Shimizu N. Ultra-depleted primary melt included in an olivine from the Mid-Atlantic Ridge //Nature. 1993. V.363. P.151-153.

221. Sobolev A.V., Dmitriev L.V. Primary melts of tholeiites of oceanic rifts (TOR): Evidence from studies of primitive glasses and melt inclusions in minerals. // Abstracts. IGC. Washington D.C. 1989. V. 3. P.147 148.

222. Sobolev A. V, Hofmann A. W.Sobolev S. V, Nikogosian I.K. II Nature. 2005. V. 434. P.590-593.

223. Spitzak S., DeMets C. Constraints on present-day plate motions south of 30°S from satellite altimetry // Tectonophys. 1996. V.253. P.167-208.

224. Storey B.C. and Alabaster T. Tectonomagmatic controls on Gondwana break-up models: evidence from the proto-Pacific margin of Antarctica. Tectonic, 1991, v.10, P.1274-1288.

225. Storey M., Saunders A.D., Tarney J., Gibson I.L. et al., Contamination of Indian Ocean asthenosphere by the Kerguelen-Heard mantle plume. Nature. 1989. V. 338. P.574-576.

226. Sun S. S. Chemical composition and origin of the Earth's primitive mantle // Geochim. Cosmochim. Acta. 1982. V.46. P. 179-192.

227. Sun S.-S., McDonough W.F. Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes. / Magmatism in the ocean basins. 1989. Eds.Suanders A.D., Norry M.J., Geol. Soc. Spec. Publ., 42, P.313-345.

228. Sun S.-S., Nesbitt H.R. W. Chemical heterogeneity of Archaen mantle composition of the earth and mantle evolution. // Earth Planet. Sci. Lett. 1977. V. 35. N. 3. P. 429 448.

229. Suschevskaya N.M., Tsekhonya T.I. Geochemical peculiarities of tholeiitic magmas and conditions of their differentiation within rift zones of World Ocean II Experiment in Geoscience. 1993. V. 2. N 3. C.151-153.

230. Sushchevskaya N.M., Tsekhonya T.I., Mirlin E.G. Comparision of the mechanisms of generation and fractionation of tholeiitic melts in Indian-Atlantic and Pacific rifting zones // Experiment in Geosciences. 1996. V.5. N1, P. 7-9.

231. Takahashi E., Kushiro I. Melting of a dry peridotite at high pressures and basalt magma genesis // Amer. Miner., 1983, V. 68, N 9/10, P. 859- 879.

232. Taylor & McLennan, The continental crust: its composition and evolution /Cambridge, MA: Blackwell.1985. 312p.

233. Thompson G., Bryan W.B., Frey F.A., Dickey Jr. Basalts and related Deep-sea drilling sites in the Central and eastern Indian ocean // Mar.Geol. 1978. V. 26. P. 119 -139.

234. Thompson G., Mottl M.J., Rona P.A. Morphology, mineralogy and chemistry of hydrothermal deposits from the TAG area, 26°N Mid-Ftlantic Ridge // Chemical Geology, 1985. 49.P 243-257.

235. Thompson R.N., Morrison M.A., Dickitt A.P., Gibson J.L., and Harmon R.S. Twocontrasting styles of interaction between basic magmas and continental crust in the British tertiary vilcanic provine // Jour. Geophys. Res. 1986. V.91. No. B6. P.5985-5997.

236. Thompson RM, Gibson S.A. II J.Geol. Soc.London.l991.V.148, N6.P.973

237. Thompson R.N., Morrison M.A., Dickin A.P. & Hendry G.I. Continental flood basalts . arachnids rule OK?/ In: Hawkesworth C.J. & Norry M.J. (eds) Continental basalts and mantle xenoliths. Nantwich: UK: Shiva, 1983. 272p.

238. Tsekhonya T.I., Sushchevskaya N.M. The Na tholeiites of the mid-ocean ridges: crystallization condition by computes simulation. // Abstracts. EUG8. Strasbourg. France. 1995. P. 150.

239. Turner S., Hawkesworth K. The nature of the sub-continental mantle: constraints from the major-element composition of continental flood basalt. Chem.Geol. 1995. V.120. No.3-4, P.295-314.

240. Uyeda S., Kanamori H. Bark-arc opening and the mode of subduction// J. Geophys.Res. 1979. V. 84. № B3. P. 1049-1061.

241. Van Keken P.E., Hauri E.H., Ballentine C.J. Mantle mixing: the generation, preservation, and destruction of chemical heterogeneity. 2002, Annu.Rev.Earth Planet.Sci., v.30,493-501

242. Vink G.E. Riffling and implications for reconstructions // Journal of Geophy. Res. 1982. V. B87. N13. P.10677-10688.

243. Vlastelic I., Dosso L., Bougault H., et al. Chemical systematics of an intermediate spreading ridge: The Pacific- Antarctic Ridge between 56°S and 66°S // Journal of Geophysical Research .2000.105. B2. P. 2915-2936.

244. Ward J.H. et al., Hierarchical grouping to optimaze an objective function // J. Amer. Stat. Assoc. 1963.v.58.n.301 .p.236-244.

245. Weaver B.L.& Tarney J. Lewisian gneiss geochemistry and Archaean crustal development models // Earth and Planetary Science Letters .1981.55.P.171-180.

246. Weaver, B.L. The origin of ocean island end-member composition: trace element and isotopic constrains // Earth and Planetary Science Letters. 1991.104. P.381-397.

247. Weis £>., Frey F.A., Leyrit #., Gautier I. Kerguelen Archipelago revisited: geochemical and isotopic study of the Southeast Province lavas // Earth Planet. Sei. Lett. 1993. V. 118. P. 101 -119.

248. Wen L., Anderson D.L. Layerd mantle convection: A model for geoid and topography // Earth Planet. Sei. Lett. 1997.V. 146, P.367-377.

249. White R. and McKenzieD. Magmatism at rift zonees: the generating of volcanic continental margins and flood basalts 11 Journal of Geophysical Research. 1989, 94, P.7685-7729.

250. Whitmarsh R.B. Weser O.E., Ross D.A., et al. Site 236. The Shipboard Scientific Party. / Ed. By Whitmarsh R.B., Weser O.E. et.al. Init. Rep.of the DSDP. Washington (U.S.Goverment Printing Office). 1974. V. 23. P. 595 600.

251. Wilson M. In: Igneous petrogenesis: a global tectonic approch. 1989. London. Unwin Hyman. 466 p.

252. Winchester J.A. and Floyd P.A. Geochemical discrimination of different magma series and their differantiation products using immobile elements // Chem. Geol. 1977. 20.P.325-343.

253. Yang H.-J., Kinzler R.J., and Grove T. Experiments and models of anhydrous, basaltic olivine-plagioclase-augite saturated melts from 0.001 to 10 kbar // Contrib. Mineral. Petrol. 1996. V.124. P. 1-18.

254. Yaxley G.M., Green D.H. Reactions between eclogite and peridotite: mantle refertillisation by subduction of oceanic crust. Schweiz. Mineral. Petrogr. Mitt. 1998. V.78. P. 243-255.

255. Yu D., Fontignie D., Schilling J.-G. Mantle plume-ridge interactions in the Central North Atlantic: A Nd isotope study of Mid-Atlantic Ridge basalts from 30° N to 50° N // Earth Planet. Sei. Lett. 1997.V. 146. P.259-272.

256. Yuen D.A., Cserepes L. and Schroeder B.A. Mesoscale structures in the transition zone; dynamical consequences of boundary layer activities 11 Earth, Planets and Space. 1998. V.50. P. 1035-1045.

257. ZindlerA., HartS. Chemical geodynamics. Ann. Rev. // Earth Planet. Sei. Lett. 1986. V. 4. P. 493.

258. Zonenshain L.P., Kusmin H.I., Lisitzin A.P. et al. Tectonics of the Mid-Atlantic rift valley between the TAG and MARK areas (26-24°N): Evidence for vertical tectonism // Tectonophysics. 1989. V. 159. N1-2. P 1-24.

259. Альмеев P.P., Арискин A.A. ЭВМ моделирование расплавно-минеральных равновесий в водосодержащей базальтовой системе.// Геохимия. 1996.,7,С.624-636.

260. Альмухамедов А.И., Кашинцев ГЛ., Матвеенков В.В., Аношин Г.Н., Сборщиков И.М. Геохимия вулканитов поднятия Афанасия Никитина (Индийский океан). // Геология и геофизика. 1993. № 10. С. 132 147.

261. Апинян Л.И., Каменева Е.Е., Киреев Б.С., Коптев-Дворников Е.В., Ярошевский A.A. Сравнительное петролого-геохимическое изучение магматических пород и метеоритных кратеров кор планет земной группы. Отчет. 1983. М: МГУ. Каф. геохимии. 400 с.

262. Арискин А. А., Бармина Г.С. Моделирование фазовых равновесий при кристаллизации базальтовых магм. М., Наука, 2000, МАИК «Наука / Интерперидиотика» 363с.

263. Арискин А. А., Френкель М. Я., Цехоня Т. И. Фракционная кристаллизация толеитовых магм в условиях повышенных давлений. // Геохимия. 1990. № 2. С. 172183.

264. Арискин A.A., Цехоня Т.Н., Френкель М.Я. ЭВМ-барометрия и генетическая интерпретация базальтовых стекол Центральной Атлантики // Геохимия. 1991. № 7. С.1038-1047.

265. Базылев Б.А. Составы клинопироксенов и шпинелида реститовых гипербазитов как индикаторы условий генерации и состава сопряженных первичных мантийных магм //Геохимия. 1995. № 7.С. 348-378.

266. Базылев Б.А., Силантьев С.А., Краснов С.Г. Ассоциация перидотитов из зоны геохимической аномалии 14°48'с.ш. Срединно-Атлантического хребта: новые черты океанического магматизма. Доклады РАН. 1999. Т. 8. №3. С.227-240.

267. Балашов Ю.А., Карпенко С.Ф., Сущевская Н.М. Латеральная и вертикальная неоднородность верхней мантии океанических областей по изотопным и геохимическим данным. / Твердая кора океанов (проект «Литое»), М.: Наука, 1987. С. 148-159.

268. Беляцкий Б.В., Сущевская Н.М., Лейченков ГЛ., Михальский Е.М., ЛайбаA.A. Магматизм суперплюма Кару-Мод в районе оазиса Ширмахера (Восточная Антарктида. Докл. РАН. 2006. Т.406. № 4. С. 1-14.

269. Бельтенев В.Е., Шагин A.A., Марков В.Ф. и др. Новое реликтовое гидротермальное поле в районе 16о38' САХ / Russian-Ridge. Abst. 2005. VNIIOkeangeologia, St. Petersburg. /С.1.

270. Богданов Ю.А. Гидротермальные рудопроявления рифтов Срединно-Атлантического хребта //М.: Научный мир, 1997, 167с.

271. Бочарова Е.В. Геоморфология гребневой зоны Срединно-Атлантического хребта между разломами Кейн и Атлантис / Геолого-геофизизические исследования на геотраверсах Мирового океана. СПб, «Севморгеология», 1992. С.52-55.

272. Булычев A.A., Гайнанов А.Г., Гилод Л.А., Мазо Е.Л., Шрейдер A.A. Строение литосферы южной Атлантики по данным магнитных и гравитационных исследований // Океанология. 1997. Т. 37. № 4. С. 588-601.

273. Галушкин Ю.И., Дубинин Е.П. Модель образования и развития магматической камеры рифтовых зон срединно-океанических хребтов // ДАН РАН. 1993. Т.332. № 4. С. 496-499.

274. Голубева Э. Д. магматические провинции и этапность магматизма в Тихом океане // Тихоокеанская геология. 1997. № 3. С.63-68.

275. Данюшевский Л.В., Соболев A.B., Дмитриев Л.В. Ортосодержащие низкотитанистые толеиты новый тип толеитов океанических рифтов // ДАН АН СССР. 1987. Т.292. № 6. С. 1449-1452.

276. Дзивонски А.М., Вудхауз Дж. Г. Глобальные неоднородности внутреннего строения земли. Международный геолого-геофизический атлас Атлантическогоокеана / Ред. Удинцев Г.Б, МОК (ЮНЕСКО), Мингео ССР, АН СССР, ГУГК СССР, Москва 1989-1990. С 149.

277. Дмитриев Л. В., Магакян Р. Г., Данюшевский Л. В., Каменецкий В. С., Коненкова Н. Н. Новые данные по примитивным толеитам океанической коры Атлантики. // Вулканология и сейсмология. 1991. № 6. С.78-94.

278. Дмитриев Л.В. К вопросу о происхождении ультаосновных пород Индоокеанского хребта//Геохимия. 1969. №10. С. 1179-1187.

279. Дмитриев Л.В., Соболев A.B., Сущевская Н.М. Первичный расплав океанских толеита и состав верхней мантии океанов // Докл. АН СССР. 1978. т. 240. №1. С.177-180.

280. Дмитриев Л.В., Соболев A.B., Сущевская Н.М. Эволюция толеитового магматизма рифтовых зон Мирового океана. // 27-й МГК. Геология Мирового океана. М. Наука. 1984. Т.6. 4.1. С. 147 149.

281. Дмитриев Л.В., Харин Г.С., Сущевская Н.М., Запунный С.А. Базальты Южной Атлантики (по материалам 7-ой экспедиции НИС «Профессор Штокман» // Геохимия 1984. №10. С. 1400-1406.

282. Добрецов Н.Л., Кирдяшкин А.Г., Кирдяшкин A.A. Глубинная геодинамика / 2002. Изд. СО РАН, филиал «ГЕО». Новосибирск, С.410.

283. Дубинин E.H. Палеограницы плит океанической литосферы // Тихоокеанская геология. 1994. No.3. С.3-21.

284. Дубинин E.H. Трансформные разломы океанической литосферы / Геодинамический анализ. 1987 / М.:изд-во МГУ Ред. Ушакова, 180с.

285. Дубинин E.H., Ушаков С.А. Океанический рифтогенез / М., ГЕОС. 2001 .С.292.

286. Дубинин Е.П.,Сущевская Н.М. История развития спрединговых хребтов южной Атлантики и пространственно-временное положение тройного сочленения Буве Российский журнал наук о Земле 1999. ml, № 4. http//eos.wdch.rssi.ru/rjes.

287. Казьмин В.Г., Бяков А.Ф. Континентальные рифты: структурный контроль магматизма и раскол континентов // Геотектоника. 1997. № 1.С.20-31.

288. Кара В.И., Пилипенко А.И., Щербаков B.C. Строение земной коры и структура осадочных отложений в полосе Трансиндоокеанского геотраверза. // Советская Геология. 1990. № 12. С. 22 29.

289. Кашинцев Г.Л. Магматизм, геологическая история и геодинамика дна Индийского океана (палеоцен плейстоцен). //Геотектоника. 1994. № 5. С. 70 - 81.

290. Кашинцев Г.Л. Магматизм, геологическая история и геодинамика дна Индийского океана (поздняя юра палеоцен). // Геотектоника. 1993. № 3. С.55 - 68.

291. Когарко Л.Н. Щелочной магматизм и обогащенные мантийные резервуары, механизмы возникновения, время появления и глубины формирования // Геохимия. 2006. № 1.С. 5-13.

292. Кононов М.В., Е.Г. Мирлин, Н.М. Сущевская. Внутриплитный вулканизм в Атлантическом океане: возрастные закономерности и геодинамические следствия. ДАН, 2002, т. 382. №4. С.521-525.

293. Крамбейн и Грейбилл. Статистические методы в геологии / 1969. М. 280 с.

294. Лейтченков ГЛ., Н.М.Сущевская, Б.В.Беляцкий. Геодинамика атлантического и индийского секторов Южного океана // ДАН. 2003. Т.391. №2. С.228-231.

295. Лисицын А.П. Трансформные разломы Индийского океана / М.: Наука. 1986.244 с.

296. Лисицын А.П., Богданов Ю.А., Гурвич Е.Г. Гидротермальные образования рифтовых зон океана / М. Наука. 1990. 256с

297. Лобковский Л.И. Геодинамика зон спрединга, субдукции и двуярусная тектоника плит / М.: Наука. 1988. 252 с.

298. Лобковский Л.И., Никишин A.M., Хаин В.Е. Современные проблемы геотектоники и геодинамики / М., Научный мир. 2004. 612с.

299. М.В, Кононов, Е.Г. Мирлин, Н.М. Сущевская Возрастные закономерности внутриплитного вулканизма Индийского океана; сопоставление с Атлантикой. ДАН, 2003. Т.392. №1. С.85-88.

300. Мазарович А.О., Агапова Г.В., Ефимов Н.В., Лиджи М., Соколов С.Ю., Турко H.H., Рихтер A.A. Пассивные части трансформных разломов Атлантического океана между 16°с.ш. и экватором // Геотектоника. 1997. № 5. С. 85-94.

301. Матвеенков В.В., Альмухамедов А.И., Кашинцев Г.Л. Состав базальтов поднятия Афанасий Никитин. //ДАН СССР. 1991. Т. 317. N 3. С. 87-93

302. Мащенков С.П., Погребицкий Ю.Е. Симметрия и асимметрия САХ по материалам комплексных геофизических исследований на Атлантических геотраверсах / В кн. Геология и минеральные ресурсы Мирового Океана. С.Петербург. 1995. ВНИИОкеангеология. С.64-79.

303. Мигдисова Н.А, Н.М. Сущевская, A.B. Латтенен, Е.М.Михальский. Вариации составов клинопироксенов различных геодинамических обстановок из района Антарктиды // Петрология. 2004. № 4, С. 19-35.

304. Мигдисова H.A., Хворов Д.М, Сущевская Н.М. Оценка условий образования обогащенных первичных расплавов, формирующихся в рифтовой зоне вблизи горячей точки Буве / Хитариада 04, Тез. Докл.С.75.

305. Мирлин Е.Г. Раздвижение литосферных плит и рифтогенез / М.: Наука, 1985. 249 с.

306. Мирлин Е.Г. Фрактальная дискретность литосферы и геодинамика // ДАН. 2001. Т. 379. N2. С. 1-4

307. Мирлин Е.Г., Лейбов М.Б., Углов Б.Д. Внутриплитная тектоно-магматическая активность в Западно-Австралийской котловине Индийского океана (по магнитометрическим данным). // Докл.РАН. 1992. Т. 324. № 5. С. 1064 1068.

308. Мирлин Е.Г., Сущевская Н.М. Пространственно-временная неравномерность океаногенеза и ее структурно-петрографические следствия (на примере Атлантического океана). В кн. "Магматизм и тектоника", 108-122, М.:Наука, 1990.

309. Мирлин Е.Г., Сущевская Н.М. Тектономагматическая сегментация срединно-океанских хребтов, мантийный апвеллинг, асимметрия Земли. // Геотектоника. 1992. №2. С. 3-21.

310. Миронов Ю.М., Углов Б.Д. Магматизм в пределах южной приэкваториальной зоны Атлантического и Индийского океана. // Отечественная геология. 1997.

311. Никулин В.В. Литолого-геохимические особенности пород и осадков конкрециеносных участков Западно-Австралийской котловины Инд.океана Дисс. . канд геол-мин наук. Одесса.: Одесский Гос. Ун-т им.И.И.Мечникова. 1990. 350 с.

312. Пейве А. А., Сколотнев С. Г., Ляпунов С. М. Породы 2-го слоя океанической коры. В кн.: Строение зоны разлома Зеленого мыса Центральная Атлантика. М.: Наука, 1989. С.61-80.

313. Пейве А. А., Сущевская H. М., Ляпунов С. М., Кононкова H. Н. Особенности толеитового магматизма зоны разлома Зеленого мыса, Атлантика (13-15°с.ш.) // Докл. АН СССР. 1988. Т. 302. № 5. С. 1173-1178.

314. Пейве A.A., Перфильев A.C. и др. Строение района южного окончания Срединно-Атлантического хребта (тройное сочленение Буве) // Геотектоника. 1995. No 1. С.40-57.

315. Пущаровский Ю. М. Главная тектоническая ассиметрия Земли: Тихоокеанский и Индо-Атлантический сегменты и взаимодействия между ними. / Тектонические и геодинамические феномены. M Наука. 1997. С. 8-24.

316. Пущаровский Ю. М., Бонатти Э., Разницын Ю. Н. и др. Новые данные о строении и вещественном составе районов пересечения разломов Романш и Чейн с рифтовой долиной (Экваториальная Атлантика). // Докл. АН РАН. 1993. Т. 329. № 1.С. 75-79.

317. Пущаровский Ю.М. Движущиеся континенты //Геотектоника.2004. №3.c.3-12.

318. Пущаровский Ю.М. Тектоника и геодинамика спрединговых хребтов южной Атлантики // Геотектоника, 1998, № 4, С. 41-52.

319. Ревердатто В.В., Еремеев В.В., Ильев А.Я., Попов A.A., Сычев ИМ., ШараповB.Н. Находка риолитов и трахитов и геологическая ситуация в северной части подводного Восточно-Индийского хребта. // Доклады АН СССР. 1985. Т. 280. № 4.C. 960 963.

320. Рифтовые зоны хребта Рекьянес. 1990. Москва. Наука. Под ред. Лисицина, Зоненшайна .240с.

321. Рундквист Д.В., Гатинский Ю.Г., Мирлин Е.Г. и др. Аккреционно-деструктивная модель геодинамики литосферы и ее приложение к металлогении. Наука в России // 1998. № 6.

322. Рябчиков И.Д. Главные компоненты геохимических резервуаров силикатной Земли // Геохимия. 2006. № 1, С. 14-22.

323. Силантьев С.А. Породы фундамента юго-восточной части Индийского океана. //Геол-геофиз.исслед.асейсмич.подн.дна океана. 1986.С. 93 103.

324. Симонов В.А., Колобов В. Ю, Пейве А. А. Петрология и геохимия геодинамических процессов в центральной Атлантике. / 1999. Ред. H. JI. Добрецов. Новосибирск: Изд. СО РАН, НИЦ ОИГГМ. 224 с.

325. Симонов В.А., Колобов В.Ю., Ковязин C.B. Петрохимические особенности базальтовых магм в районе тройного сочленения Буве (Южная Атлантика) // Геология и геофизика .1996 .т.37. № 2. С. 86-96.

326. Соболев A.B. Включения расплавов в минералах как источник принципиальной петрологической информации // Петрология. 1996.Т.6 , № З.С. 228-239.

327. Соболев A.B. Проблемы образования и эволюции мантийных магм / Докт. Дисс., M. 1997.ГЕОХИ РАН.

328. Сущевская H. М. Первичный расплав океанских толеитов и вариации состава базальтов второго сейсмического слоя Атлантического океана. / Канд. Дисс., М. 1982. ГЕОХИ РАН.

329. Сущевская H. М., Бонатти Э., Пейве A.A., Каменецкий B.C., Беляцкий Б.В., Цехоня Т.Н., Кононкова H.H. Гетерогенность рифтового магматизма приэкваториальной провинции Срединно-Атлантического хребта (15° с.ш.-3° ю.ш.) //Геохимия. 2002. № 1, С. 30-55.

330. Сущевская H. М., Пейве А. А., Сколотнев С. Г., Кононкова H. II., Колесов Г. М.Природа рифтового вулканизма района разломов Романш Чейн (Экваториальная Атлантика). // Геохимия. 1994. № 2. С. 223-238.

331. Сущевская H. М., Пейве А. А., Цехоня Т. П., Сколотнев С. Г., Кононкова H. H. Петрология и геохимия магматизма активных частей разломов Романш, Сан-Паулу и сопряженных с ними частей Срединно-Атлантического хребта. // Геохимия. 1995. № 5. С. 697-719.

332. Сущевская H. М., Удинцев Г. Б., Кононкова Н. П., Колесов Г. М. Новые данные о составе базальтов 2-го сейсмического слоя Приэкваториальной Атлантики (по данным 7-го рейса НИС «Академик Николай Страхов»). // Докл. АН СССР. 1990. Т.313. № 3. С.671-676.

333. Сущевская П. М., Удинцев Г. Б., Цехоня Т. И., Кононкова H. Н. Генезис и геохимические особенности толеитового магматизма Срединно-Атлантического хребта (3-5° с.ш.). //Докл. АН СССР. 1992. Т. 322. № 1. С. 147-154.

334. Сущевская H. М., Цехоня Т. И., Дубинин Е. П., Мирлин Е. Г., Кононкова H. Н. Формирование океанской коры в системе срединно-океанических хребтов Индийского океана. //Геохимия. 1996. № 10. С. 1-13.

335. Сущевская H. М., Цехоня Т.Н., Пейве A.A. Специфика магматизма Срединно-Атлантического, Африкано-Антарктического и Американо-Антарктического хребтов в районе их сочленения. Геохимия. 1998. №3. С.250-263.

336. Сущевская Н.М., Б.В.Беляцкий, Е.П. Дубинин, Т.Н. Цехоня, Е.М. Михальский, Г.Л. Лейченков. Геохимические неоднородности толеитового магматизма рифтовых зон, обрамляющих Антарктиду. Геохимия. 2003. №8. С.803-816.

337. Сущевская Н.М., Волокитина Л.П. Тектоника и магматизм Приэкваториальной зоны Срединно-Атлантического хребта// Океанология. 1995. Т.35. № 2. С.252-265.

338. Сущевская Н.М., Дмитриев Л.В., Соболев A.B. Петрохимический критерий классификации закалочных стекол океанических толеитов // ДАН СССР. 1983. Т.268. №6. С.953-961.

339. Сущевская Н.М., Кононкова H.H., Колесов Г.М., Прокопцев Н.П., Резник В.П.Эволюция толеитового магматизма западной части Индийского океана (по данным закалочных стекол). //Геохимия. 1986. № 2. С. 157 169.

340. Сущевская Н.М., Мигдисова Н.А., Беляцкий Б.В., Пейве А.А. Образование обогащенных толеитовых магм в пределах западной части Африкано-Антарктического Хребта (Южная Атлантика) // Геохимия. 2003, №1, с.3-24.

341. Сущевская Н.М., Никулин В.В., Ищенко Л.В., Колесов Г.М., Кононкова Н.Н. Проблема гетерогенности толеитового магматизма Индийского океана по результатам петролого-геохимического исследования закалочных стекол // Геохимия. 1991. No.4. С. 461-475

342. Сущевская Н.М., Овчинникова Г.В., Борисова А.Ю. и др. Геохимическая неоднородность магматизма поднятия Афанасия Никитина, северо-восточная часть Индийского океана// Петрология. 1996. Т. 4. № 2. С. 146 164.

343. Сущевская Н.М., Удинцев Г.Б., Беляцкий Б.В., Цехоня Т.Н., Куренцова НА. Магматизм центральной части спрединговой зоны пролива Брансфильд (Южный океан) // Геохимия. 2002. № 6. С. 612-625.

344. Сущевская Н.М., Цехоня Т.Н. Генезис толеитовых расплавов Восточно-Тихоокеанского поднятия (по данным типизации закалочных стекол) // Докл. АН СССР. 1992. Т.326. N6. С. 1043-1049.

345. Сущевская Н.М., Цехоня Т.Н. Особенности формирования базальтового магматизма в Приэкваториальной зоне Срединно-Атлантического хребта // Геохимия. 1994. N5. С.102-118.

346. Сущевская Н.М., Беляцкий Б.В., Цехоня Т.Н., Мирлин Е.Г., Никулин В.В., Ромашова Т.В., Седых Э.М., Петрология и геохимия базальтов восточной части Индийского океана в связи с проблемой начальных стадий его эволюции. Петрология. 1998. №6. С.1-14.

347. Сущевская Н.М., Черкашов Г.А., Цехоня Т.Н. и др. Магматизм хребтов Мона и Книповича спрединговых зон полярной Атлантики. // Росс.журнал наук о Земле. 2000. Т.2. №3. С.243-267. http://eos.wdcb.rssi.ru/ries

348. Цехоня Т.Н., Сущевская Н.М. Условия фракционирования толеитовых расплавов в различных тектонических сегментах южной провинции Срединно-Атлантического хребта // Геохимия. 1995. No. 1. С. 14-28.

349. Шнюков Е.Ф., Старостенко В.И., Щербаков И.Б., Белевцев Р.Я. и др. Геология и металлогения Северной и Экваториальной частей Индийского океана / Киев: Наукова Думка. 1984.168 с.

350. Ярошевский A.A. Геохимическая структура магматических комплексов (на примере Киваккского расслоенного оливин-норит-габбро-норитового интрузива, северная Карелия) // Геохимия, 2004, №12, с.1251-1270.

351. Ярошевский A.A., Абрамов A.B., Каменева Е.Е. Геохимическая систематика, возможные генетические связи лунных магматических пород и типы пород из Моря Кризисов / Лунный грунт из Моря Кризисов. М. Наука, 1980.с. 196-218.

Информация о работе

Сущевская, Надежда Михайловна
доктора геолого-минералогических наук
Москва, 2007
ВАК 25.00.09

Диссертация

Толеитовый магматизм Индо-Атлантического сегмента Земли - тема диссертации по наукам о земле, скачайте бесплатно

Автореферат

Похожие работы