Содержание к диссертации
Введение
ГЛАВА 1 Методические аспекты работы, объем выполненных работ, географическая характеристика объекта исследования и история его геологического развития 10
1.1 Методические подходы исследования и методы морских экспедиционных работ 10
1.2 Аналитические методы исследования и способы их интерпретации 13
1.3 Объем выполненных работ 15
1.4 Географическая характеристика области исследования 15
1.5 История геологического развития Южной, Экваториальной и Центральной Атлантики 16
ГЛАВА 2 Современные представления о составе, строении, происхождении и эволюции океанической коры. Постановка проблемы 19
2.1 Строение, состав и развитие медленноспрединговых СОХ 19
2.1.1 Осевые зоны 20
2.1.2 Гребневая зона 25
2.1.3 Трансформные разломы 25
2.1.4 Нетрансформные нарушения 27
2.2 Плюмы глубинной мантии 27
2.2.1 Общая характеристика плюмов 27
2.2.2 Состав плюмов глубинной мантии 29
2.2.3 О влиянии плюмов на процессы, происходящие в осевой зоне спрединга 31
2.3 Представления альтернативные концепции плюмов глубинной мантии и химические
мантийные неоднородности 32
2.3.1 Общая постановка вопроса 32
2.3.2 Пассивные химические мантийные неоднородности 33
2.3.3 Влияние пассивных химических мантийных неоднородностей на состав осевых базальтов 34
2.4 Глобальные и региональные вариации состава осевых базальтов 35
2.4.1 Закономерности глобальных вариаций 35
2.4.2 Региональные вариации состава осевых базальтов в Центральной части Атлантики 37
2.5 Постановка проблемы, задачи исследования 38
ГЛАВА 3 STRONG Тектоническое строение океанического дна Атлантического океана между разломами
Монтевидео и Зеленого Мыса STRONG 40
3.1 Полигон Кокс 41
3.2. Полигон Мур 45
3.3 Полигон Мартин Вас 49
3.4 Полигон Габон 53
3.5 Участок САХ между разломами Мартин Вас иБоде Верде 58
3.6 Участок САХ между разломами 20ю.ш. и Мартин Вас 59
3.7 Участок САХ между разломами Вознесения и Чейн 59
3.8 Полигон Романш 60
3.9 Участок САХ между разломами Романш и Сан Паулу 3.10 Полигон Св. Петра 67
3.11 Полигон Сьерра Леоне 72
3.12 Полигон Долдрамс 77
3.13 Полигон Вима 83
3.14 Полигон Зеленого Мыса 86
3.15 Участок САХ между разломами Зеленого Мыса и Кейн 91
3.16 Обсуждение вариаций тектонического строения океанического дна в Центральной части Атлантики
3.16.1 Строение типичных спрединговых ячеек и их распределение вдоль оси САХ 92
3.16.2 Изменения в строении спрединговых ячеек в связи с пульсационным режимом подосевого апвеллинга 94
3.16.3 Строение аномальных спрединговых ячеек и их распространение вдоль САХ 96
3.16.4 Строение плюмовых спрединговых ячеек и их распространение вдоль САХ 98
3.16.5 Сегменты, не относящиеся к спрединговым ячейкам 102
3.16.6 Тектоно-магматические провинции 107 3.16.7 О влиянии плюмов глубинной мантии на тектоническое строение и развитие
океанического дна 111
3.16.8. Тектонические надпровинции 116
3.16.9 О возможных причинах различных направлений спрединга в разных тектонических
надпровинциях 121
3.16.10 Суперсегменты 121
Глава 4. Состав, геохимия и изотопия базальтов из осевой и гребневой зон САХ в Центральной части Атлантики 123
4.1 Введение 123
4.1.1 Вводные установки 123
4.1.2 Процессы дифференциации толеитовых расплавов 124
4.1.3 Сопоставление составов базальтов и их закалочных стекол 124
4.2 Описание состава, геохимии и изотопии базальтов и их вариаций в пределах осевой и гребневой зон САХ в Центральной части Атлантики 126
4.2.1 Полигон Мур 126
4.2.2 Полигон Кокс 142
4.2.3 Полигон Габон 149
4.2.4 Полигон Мартин Вас 175
4.2.5 Полигон Романш 184
4.2.6 Полигон Св. Петра 226
4.2.7 Полигон Сьерра Леоне 244
4.2.8 Полигон Долдрамс 259
4.2.9 Полигон Вима 270
4.2.10 Полигон Зеленого Мыса 278
4.3 Процессы и явления, приводящие к разнообразию состава, геохимии и изотопии базальтов осевой и гребневой зон САХ в Центральной части Атлантики, и факторы, определяющие закономерности их пространственных вариаций 319
4.3.1 Отражение режима и пространственной структуры подосевого апвеллинга в составе базальтов 319
4.3.2 О закономерностях пространственного распределения и вариаций состава обогащенных базальтов 324
4.3.3 О влиянии плюмов глубинной мантии на состав базальтов 331
4.3.4 Отражение в составе базальтов региональных особенностей тектоно-геодинамического развития океанического дна Центральной части Атлантики 337
4.3.5 О суперпозиции факторов и процессов, обуславливающих многообразие состава вулканитов 342
Глава 5. Типы плутонических комплексов осевой и гребневой зон Срединно-Атлантического хребта в Центральной части Атлантики 344
5.1 Введение 344
5.1.1 Представления о 3-м слое океанической коры 344
5.1.2 Магматические камеры 345
5.1.3 Состав 3-го слоя океанической коры 346
5.2 Плутонические комплексы Центральной части Атлантики 347
5.2.1 Вводные замечания 347
5.2.2 Полигон Сьерра Леоне 348
5.2.3 Рифтовый сегмент между разломами Долдрамс и Вернадского 367
5.2.4 Зона трансформного разлома Вима 368
5.2.5 Подводная гораПейве 378
5.2.6 Габброиды скважин 1275 ODP 382
5.2.7 Зона трансформного разлома Зеленого Мыса 387
5.2.8 Рудное поле Логачева 389
5.2.9 Рудное поле Ашадзе
3 5.2.10 Зона трансформного разлома Чейн 390
5.2.11 Зона трансформного разлома Романш 391
5.2.12 Зона трансформного разлома Сан Паулу 393
5.3 Обсуждение 393
5.3.1 Процессы формирования плутонических комплексов 3-го слоя океанической коры 393 5.3.2 Факторы, влияющие на формирование, состав и пространственное распределение тектоно-магматических типов плутонических породных комплексов 409
5.3.3 О природе 3-го слоя океанической коры в свете представлений об условиях формирования различных плутонических комплексов 411
5.3.4 О связи между рудообразованием и формированием 3-го слоя океанической коры 413
5.4 Выводы 414
Глава 6. Состав, строение, происхождение и эволюция внеосевых линейных вулканических структур Центральной части Атлантики 417
6.1 Введение 417
6.1.1 Горячие точки 417
6.1.2 Состав продуктов внутриплитного вулканизма 417
6.2 Вариации состава и строения линейных вулканических структур Центральной части Атлантики
418
6.2.1 Тектоно-магматическая провинция Св. Елены 419
6.2.2 Тектоно-магматическая провинция Сьерра Леоне 475
6.2.3 Тектоно-магматическая провинция Ресечер
4 6.3 Обсуждение 488
6.4 Выводы 504
ГЛАВА 7. Многообразие состава и строения океанической коры и тектонического строения океанического дна в Центральной части Атлантики и закономерности их пространственных вариаций 506
7.1 Спрединговые ячейки иподосевые диапиры астеносферной мантии 507
7.2 Аномальные спрединговые ячейки и микроплюмы обогащенной мантии 508
7.3 Плюмовые спрединговые ячейки и роль внеосевых плюмов глубинной мантии в осевой аккреции коры 511
7.4 Региональные особенности раскрытия Атлантики, влияющие на процессы осевой аккреции коры 520
7.5 О суперпозиции явлений, связанных с осевой аккрецией коры 525
7.6 Плюмы глубинной мантии и вертикальная аккреция океанической коры 526
7.7 Процессы вертикальной аккреции коры, не связанные с плюмами 527
7.8 О глубинности плавления внутриплитных вулканитов 528
7.9. Мантийные источники океанической коры в Центральной части Атлантики 528
7.10 Схема тектонического районирования Центральной части Атлантики 532
Заключение 536
Литература 541
- Аналитические методы исследования и способы их интерпретации
- О влиянии плюмов на процессы, происходящие в осевой зоне спрединга
- Участок САХ между разломами Мартин Вас иБоде Верде
- Процессы и явления, приводящие к разнообразию состава, геохимии и изотопии базальтов осевой и гребневой зон САХ в Центральной части Атлантики, и факторы, определяющие закономерности их пространственных вариаций
Аналитические методы исследования и способы их интерпретации
На юге рифтинг стартовал в Оксфорде (159-154 млн. лет назад) в районе плато Агульяс и Фолкледского (Nurnberg, Muller, 1991) и скачкообразно продвигался к северу, сопровождаясь щелочным магматизмом. Вслед за начальными стадиями рифтогенеза начался обширный базитовый вулканизм в южной и центральной частях региона, приведший к образованию провинции Парана. Проградирующий рифт вызывал на своем фронте образование мощных зон сдвиговых деформаций, поперечных к направлению проградации рифта. Наиболее северная из этих зон, до которой рифт дошел около 118,7 млн. лет назад, представлена только на Африканской стороне рифтом Бенуэ, продолжающимся к востоку Центрально-Африканской зоной сдвигов. Есть точка зрения о том, что эта система структур в позднеюрское - раннемеловое время являлась плитной границей, разделяющей Южно-Африканскую и Северо-Западно-Африканскую плиты (Burke, Dewey, 1974).
Первый раскол континента на месте Южной Атлантики произошел в ее южной части 130-128 млн. лет назад и зона спрединга вслед за рифтингом также скачкообразно продвигалась на север, достигнув на момент 118,7 млн. лет назад широты Парана-Чагос (Nurnberg, Muller, 1991). В Экваториальной Атлантике, служившей последним барьером между Южной и Центральной Атлантикой, рифтинг начался после 118,7 млн. лет назад, а спрединг возник в верхнем альбе (около 100 млн. лет назад).
Экваториальный сегмент в соответствии с (Nurnberg, Muller, 1991) на предраскольной стадии состоял из двух районов. Южный район, в настоящее время ограниченный разломами Романш и Сан Паулу, представлял собой сдвиговую зону, являясь западным плечом трога Бенуэ. Северный район, простиравшийся до окончания плато Демерара, представлял собой континентальный рифт, косой по отношению к южной сдвиговой зоне.
В работе (Cande et al., 1988) дается история раскрытия Южной Атлантики с 84 млн. лет назад. В период 84-80 млн. лет назад скорость раскрытия была максимальной и составляла около 8 см/год. В течение позднего мела она уменьшилась примерно до 3,5 см/год, ее резкое увеличение до 6 - 6,5 см/год произошло 48 - 45 млн. лет назад. Новое резкое уменьшение скорости наступило после 36 млн. лет назад. В настоящее время скорость спрединга составляет около 3,5 см/год. Простирания трансформных разломов показывают, что в раннем палеоцене и в конце эоцена имели место и изменения в направлении спрединга.
Период низкой скорости спрединга в целом охватывающий интервал от 67 до 48 млн. лет назад (ранний палеоцен - средний эоцен) по времени совпадает с конвергенцией плит Наска и Южно-Американской. В это время возрастает количество трансформных разломов. При раскрытии Экваториальной Атлантики спрединг был более быстрым в восточном направлении, при этом рифт проградировал в древнюю океаническую кору восточной части
Центральной Атлантики вдоль древнего Гвинейского разлома с юга (Mascle et al., 1986). После соединения Южной и Центральной Атлантики наиболее значительные события произошли на границе мелового и палеогенового периодов (68 - 55 млн. лет назад). Они начались с продвижения САХ в Лабрадорское море с отделением Гренландии от Северной Америки, несколько позднее начался спрединг в Норвежско-Гренландском бассейне (например, Шипилов, 2004). В это же время начинаются проявления мощного Исландского мантийного плюма (Heller, Marquart, 2002). Важные события также связаны с заложением Антильской зоны субдукции около 36 млн. лет назад (например, Хаин, 2001).
Подводя итог рассмотрению истории геологического развития исследуемой области океана, следует отметить, что она определялась двумя независимыми, но взаимовлияющими друг на друга глобальными процессами: спрединг океанического дна и подъем плюмов глубинной мантии. Спрединг начинался в разное время в Центральной, Приэкваториальной и Южной Атлантике. Плюмовая активность также неравномерна во времени. Плюмы, поднявшиеся на предраскольной стадии континента Гондвана, прогревая и тем самым ослабляя континентальную литосферу, определяли место раскола и в дальнейшем положение осевой зоны спрединга.
В настоящей работе под составом коры понимается состав пород, образующих кору, и состав породных ассоциаций (комплексов), характеризующих различные слои или другие тела, слагающие кору; под строением коры понимаются мощности и взаимоотношения образующих ее слоев и других тел. Морфоструктуры дна, возникшие в ходе формирования и деформаций коры, их морфология, размеры, простирания, взаимоотношения друг с другом, а также их площадные парагенезы определяют тектоническое строение океанического дна.
Главные корообразующие процессы в океане связаны с магматизмом, который происходит в осевых зонах СОХ, производя горизонтальную аккрецию коры, и во внутриплитных условиях, осуществляя вертикальную аккрецию коры.
В соответствии с наиболее общепринятыми представлениями (например, Мащенков, Погребицкий, 1998) осевая зона СОХ имеет наиболее высокий рельеф и является зоной современного вулканизма, которая в медленноспрединговых СОХ в большинстве случаев выражена рифтовой долиной, ограниченной на флангах сбросами со значительными амплитудами смещения; далее следуют гребневые зоны шириной первые сотни км, возраст дна в пределах которых не древнее позднего миоцена (около 10 млн. лет), характеризующиеся сильно расчлененным рельефом; и еще далее - фланговые зоны (до тысячи км шириной, возраст дна до 40 млн. лет) с менее контрастным рельефом, постепенно понижающимся в сторону абиссальных котловин примерно до глубины 5000 м.
Спрединг. Осевые зоны СОХ являются осевыми зонами спрединга океанического дна. Спрединг происходит в результате расхождения литосферных плит (например, Ле Пишон, 1974) и, таким образом, осевые зоны СОХ являются дивергентными границами плит. Литосфера включает кору и самые верхи мантии, она подстилается более пластичным, менее вязким, частично расплавленным слоем - астеносферой, которая способна к вязкому или пластичному течению под действием сравнительно малых напряжений (например, Хаин, Ломизе, 1995). По мере остывания литосфера становится мощнее и плотнее и опускается. К силам, которые вызывают движение плит, относят волочение (drag) под действием мантийной конвекции при сцеплении плит с текущим астеносферным веществом; гравитационное давление СОХ (ridge push); затягивание плит в мантию в зонах субдукции (pull) (например, Хаин, Ломизе, 1995). Некоторые авторы в общей геодинамике Земли придают большое значение силам космического происхождения, в том числе, связанным с вращением Земли (например, Долицкий, 1985, Авсюк, 1996, Кочемасов, 1994). В любом случае движение плиты происходит в результате суперпозиции всех глобальных, региональных и локальных сил, действующих на нее. Эта результирующая сила приложена к центру масс плиты и выступает по отношению к дивергентным границам плит как удаленный тектонический стресс.
Мантийный апвеллинг. В условиях растяжения литосферы, господствующих в осевой зоне спрединга, под ней происходит частичное плавление верхней мантии, обусловленное декомпрессией (например, Ph. Morgan, Morgan, 1991). При этом определенные объемы астеносферной мантии приобретают плавучесть в силу того, что они насыщены расплавами и сложены минералами более легкими (более магнезиальными) по сравнению с таковыми (более железистыми) в мантии, не претерпевшей плавления. Это приводит к подосевому апвеллингу (подъему) астеносферной мантии. В многочисленных работах (Crane, 1985, Phips. Morgan et al., 1987, Lin et al., 1990, Detrick et al., 1995, Fox et al., 1991, Grindlay et al., 1991, 1992, Neumann, Forsyth, 1993, Дубинин и др., 2010, Мащенков, 1994, Mutter, Karson, 1992, Whitehead et al., 1984, Hosford et al., 2001, Carbotte et al., 1991, Karson et al., 1987) показано, что в медленноспрединговых хребтах, к каковым относится САХ, апвеллинг имеет фокусированный характер, что означает, что вдоль оси хребта в топографии поверхности астеносферной мантии чередуются выступы и понижения. В районе выступов происходят подъемы обособленных объемов вещества верхней мантии (рис. 2.1),
О влиянии плюмов на процессы, происходящие в осевой зоне спрединга
Условия плавления под медленноспрединговыми СОХ. Появление расплавов под океаническими рифтами в ослабленной зоне дивергенции плит происходит при декомпрессионном плавлении адиабатически поднимающегося более горячего мантийного материала, участвующего в конвекции, когда он пересекает область мантийного солидуса, (например, Ph. Morgan, 1999). Эксперименты по плавлению перидотитов и теоретические расчеты (например, Presnall, Gudfinnsson, 2008, Niu Batiza, 1991, Niu, 1997, 2004, Klein, Langmuir, 1987, 1989, Kinzler Grove, 1992, Рябчиков, 1995) показывают, что в качестве мантийного субстрата для плавления толеитовых расплавов, из которых кристаллизуются базальты осевых зон СОХ, служит океанический лерцолит. При этом его плавление происходит в сухих условиях в области шпинель-плагиоклазового фазового перехода лерцолита, а состав расплавов зависит от глубины, на которой мантия в результате апвеллинга достигает точки плавления, что в свою очередь определяется температурой поднимающейся мантии; ширины диапазона давления, при котором происходило плавление; и средней степени частичного плавления. Имеющиеся модели плавления мантии отличаются друг от друга в зависимости от принятой точки зрения на характер плавления, характер сегрегации расплава и геометрию зоны плавления. Наибольшим распространением пользуются модели полибарического непрерывного плавления по ходу подъема диапира с неполным отделением расплава от субстрата. В соответствии с этим первичные магмы базальтов типа MORB (эта аббревиатура означает Базальты Срединно-Океанических Хребтов) это смесь первичных расплавов, генерированных при низких степенях частичного плавления (0,1-5%) и собранных с разных глубинных уровней. Основные результаты экспериментов по плавлению следующие (например, Jaques, Green, 1980, Mysen, Kushiro, 1977, Jonson et al., 1990). По мере увеличения средней степени частичного плавления (которая в общем прямо зависит от диапазона полибарического плавления) в расплаве понижаются концентрации AI2O3, ТіОг и №гО и возрастают содержания БіОг и MgO. Значения СаО также увеличиваются, но до момента, пока клинопироксен не остается в рестите, затем уменьшаются. Концентрации FeO слабо зависят от степени частичного плавления. С увеличением среднего давления (средней глубины отделения расплава), которое в общем прямо зависит от температуры мантийного диапира, понижаются концентрации AI2O3, Si02 и №гО и повышаются значения MgO и FeO.
В соответствии с модельными построениями процесс плавления происходит в интервале от 16 до 5 кбар, (в среднем 8-10 кбар), при этом в этих условиях возникает океаническая кора средней мощностью 6-7 км (например, Klein, Langmuir, 1987, 1989).
В соответствии с сейсмическими исследованиями (Phipps. Morgan et al., 1987, Лобковский, 1988) зона частичного плавления мантии располагается в интервале от 200 км до 30 км, при этом наиболее значительный объем расплава располагается на уровне около 30 км, который, по-видимому, и является основным уровнем отделения расплава.
В работе (Niu, Batiza, 1994) проанализированы вариации условий плавления вдоль спрединговой ячейки, при этом установлено, что в центре спрединговой ячейки плавление происходит на меньших глубинах при больших степенях частичного плавления и распространенные здесь базальты соответственно характеризуются повышенными концентрациями СаО и БіОг и пониженными - №гО, ТІО2, АІ2О3 и FeO, тогда как в дистальных частях ячейки существуют противоположные условия плавления.
Сегментация медленноспрединговых СОХ. В работах (Whitehead et al., 1984, Crane, 1985, Macdonald et al., 1988, Дубинин и др., 2010, Мащенков, 1994) показано, что сегментация СОХ является фундаментальной чертой их строения. Как следует из раздела 2.1.1.2 сегментация медленноспрединговых хребтов обусловлена фокусированным характером подосевого апвеллинга: над каждым поднимающимся диапиром образуется спрединговая ячейка. В соответствии с этим, отмеченные выше закономерные вариации строения и состава коры вдоль спрединговой ячейки будут регулярно проявляться вдоль оси СОХ на всей его протяженности. В то же время в ходе наших исследований и из литературы получены многочисленные свидетельства того, что на отдельных участках С АХ отдельные структурные элементы спрединговых ячеек либо усилены, либо редуцированы, либо видоизменены, либо отсутствуют вовсе. Все эти факты будут подробно описаны в главе 3. Эти исключения не нарушают сегментации САХ, исключительные сегменты в целом соразмерны спрединговым ячейкам, однако, очевидно, что они нарушают регулярный характер вариаций состава и строения коры и тектоники дна, связанный с чередованием спрединговых ячеек.
Гребневая зона медленноспрединговых СОХ преимущественно образована рифтовыми горами, представляющими собой систему хребтов и гряд, как правило, субпараллельных друг другу и оси спрединга. Рифтовые горы наиболее характерны для тех участков, которые находятся напротив центральных частей спрединговых ячеек. Существуют две точки зрения на происхождение рифтовых гор. Одна из них, обоснованная в работе (Kappel, Ryan, 1986), базируется на соразмерности и схожести формы вулканических построек в осевой зоне спрединга и таковых на флангах хребта. Предполагается, что хребты рифтовых гор образуются в результате многочисленных излияний лавы на вулканической стадии спрединга. На тектонической стадии спрединга образовавшийся вулканический хребет делится на две части и каждая из них транспортируется за пределы осевой зоны. Вторая точка зрения (Carbotte, Macdonald, 1990) опирается на те особенности рельефа хребтов рифтовых гор, которые указывают на то, что они образовались в результате сбросов, ограничивающих рифтовую долину.
Структурная характеристика трансформных разломов. Одной из структур, соединяющей сегменты осевой зоны, смещенные друг относительно друга в поперечном направлении, являются трансформные разломы, которые, таким образом, выступают в качестве границ литосферных плит. В соответствии с (Macdonald et al., 1988) это жесткий тип смещения сегментов, при котором сдвиговые напряжения фокусируются в узкой зоне (менее 5 км) разрывных нарушений (сдвигов) (Fox, Gallo, 1984). Сдвиги группируются в ансамбли, прослеживаемые через всю область смещения от одного интерсекта к другому (активная часть трансформного разлома), указывая на направление спрединга. Длина смещений (оффсетов) вдоль трансформных разломов, как правило, более 30 км, а возрастной контраст литосферы по разные стороны разлома более 1 млн. лет. Пассивные части разломов представлены протяженными, как правило, прямолинейными депрессиями, по их простираниям можно судить о направлениях спрединга в прошлом (Ле Пишон, 1974). Главным структурным элементом зоны трансформного разлома является разломная долина (или трог). Она осложняется нодальными впадинами, наиболее глубокими участками дна, возникающими в двух зонах пересечения трансформа и рифта (зоны интерсекта), и внутренними медианными хребтами. В зонах интерсектов нередко развиты угловые поднятия, часть из которых по данным современных исследований являются куполовидными структурами (рис. 2.2), сложенными породами внутреннего океанического комплекса. На бортах долины иногда формируются протяженные поперечные хребты.
Происхождение трансформных разломов рассматривается в работах (Дубинин, 1987, Macdonald et al., 1988, Abelson, Agnon, 1997, Пущаровский и др., 1995). Многие разломы в Атлантике являются трансокеаническими и простираются от континента к континенту, свидетельствуя о том, что они зародились на самых ранних этапах раскрытия океана и разделяли в это время либо области будущего океана, начинавшие раскрываться в разное время, либо области праконтинента, сильно различавшиеся прочностью континентальной литосферы. Трансформные разломы возникали и в ходе раскрытия океана при резких изменениях скорости и направления спрединга (Cande et al., 1988) или при высокоамплитудных перескоках оси спрединга.
Участок САХ между разломами Мартин Вас иБоде Верде
Проведенные исследования показали, что главным следствием влияния близко расположенных плюмов на процессы аккреции коры является резкая интенсификация подосевого мантийного апвеллинга и связанное с этим увеличение магматической продуктивности, что приводит к формированию плюмовых спрединговых ячеек, а также к общему увеличению высоты и ширины хребта.
Широкое развитие в плюмовых тектоно-магматических провинциях V-образных структур, формировавшихся с момента подъема плюмов или с момента усиления их активности, свидетельствует о том, что одним из механизмов, обуславливающих общее увеличение ширины и высоты САХ, является течение астеносферной мантии вдоль САХ в виде глубинных потоков, инициированных избытками тепла и вещества, поступающими от плюмов. На это указывает и уменьшение высоты и ширины САХ к краевым частям плюмовых тектоно-магматических провинций.
Пример плюма Сьерра Леоне, располагающегося наиболее близко к осевой зоне спрединга, показывает, что эти потоки влияют и на структурный план океанического дна в осевой и гребневой зонах САХ. В провинции Сьерра Леоне между разломами Сан Паулу и Св. Петра как рифтовая долина в целом, так и отдельные ее впадины простираются параллельно общему простиранию САХ (347) на этом участке, но оно является косым по отношению к направлению спрединга (85) (рис. 3.15, 3.16). Севернее между нетрансформными нарушениями Св. Петра и 4,67с.ш. рифтовая долина также параллельна общему простиранию САХ, но ее отдельные впадины уже ортогональны спредингу. Еще севернее между нарушениями 4,67с.ш. и 5,53с.ш. и рифтовая долина, и отдельные ее структуры ортогональны спредингу, но близосевые структуры рифтовых гор имеют простирание 347, а на расстоянии около 20 км к западу от оси рифта - 330. Между нетрансформными нарушениями 5,53с.ш. и Сьерра Леоне палеорифтовая долина и сам САХ простираются в направлении 330, а между разломами Сьерра Леоне и Богданова рифтовая долина и ее отдельные структуры ортогональны спредингу (рис. 3.18).
Наблюдающиеся дискордансы между простираниями рифтогенных структур и направлением спрединга можно объяснить следующими причинами. Региональное простирание САХ параллельно полосе астеносферного апвеллинга, имеющей ширину 30-75 км и являющейся корневой частью мантийных диапиров (Ph. Морган, Morgan, 1987, Sotin,
Parmentier, 1989), которая в общем случае косо ориентирована по отношению к направлению спрединга (Searle et al., 1994). В рассматриваемом случае большое влияние и на направление, и на температуру зоны апвеллинга оказывают близко расположенный к оси спрединга плюм Сьерра Леоне и глубинный поток, инициированный этим плюмом, направленный к северу и в общем совпадающий с полосой подосевого апвеллинга, при этом интенсивность потока уменьшается по мере удаления от плюма.
В районе максимального усиления апвеллинга между разломами Сан Паулу и Св. Петра, где локализуется вещество плюма, давление мантийного диапира и магматическое сверхдавление (этот термин означает, что давление магмы на вмещающие породы превосходит гидростатическое давление (Abelson, Agnon, 1997)) превосходят удаленный тектонический стресс, определяя место заложения центральной трещины, поддерживающей данное положение рифтовой долины (Malinverno, Pockalny, 1990). В более удаленном северном участке в связи с уменьшением интенсивности вдольосевого потока магматическое сверхдавление отсутствует, и центральная трещина закладывается ортогонально направлению спрединга. Однако сбросы, ограничивающие рифтовую долину и определяющие ее общее простирание, находятся за несколько километров от ее оси и формируются в другом реологическом режиме. В соответствии с (Searle, Thomas 1994), здесь хрупкий слой простирается сравнительно глубже, чем под осевой частью рифта и таким образом эти сбросы отражают более глубинную реологическую структуру, которая в свою очередь определяется глубинным потоком, косо ориентированным по отношению к направлению спрединга.
При дальнейшем ослаблении потока к северу температура зоны апвеллинга уменьшается и эта зона уже не оказывает влияния на сбросообразование, поэтому стенки рифтовой долины также становятся ортогональными спредингу. Наличие здесь на флангах САХ структур с простиранием 347 свидетельствует о том, что около 600-750 тыс. лет назад глубинный поток, идущий от плюма Сьерра Леоне, был более мощным и достигал разлома Богданова, простираясь на 600 км (Сколотнев, 2009).
Появление между нетрансформными смещениями 5,53с.ш. и Сьерра Леоне морфоструктур с простиранием 330, в том числе, палеорифтовой долины, есть свидетельство того, что в прошлом на этом участке подосевая зона апвеллинга имела такое же простирание. Этот участок около 2 млн. лет назад обладал повышенной интенсивностью подосевого апвеллинга, на что указывает непрерывное расположение 3 -х аномальных спрединговых ячеек с центром примерно на 5с.ш., две из которых были таковыми около 2 млн. лет назад. Этот центр мощного апвеллинга, мог инициировать самостоятельный
подосевой поток астеносферы в направлении 330. Появление этого мощного центра апвеллинга, судя по тому, что к этому участку С АХ трассируется редкая цепь подводных гор, продолжающих северную ветвь гор Батиметристов (рис. 3.15), указывает на то, что в районе поднятий 5с.ш., по-видимому, находится северная ветвь плюма Сьерра Леоне.
Таким образом, вдольосевые астеносферные потоки возникают не только в случае локализации плюмов под осевой зоной САХ, как например, Исландский плюм, но и тогда, когда плюмы удалены от оси САХ на значительные расстояния. В Центральной части Атлантики эти потоки распространяются на большие расстояния: около 1000 км к северу от мест максимального влияния плюмов Тристан и Св. Елены и примерно 600-650 км к югу от такового для плюмов Св. Елены и Ресечер и к северу - для плюма Сьерра Леоне.
Еще одним механизмом, приводящим к общему увеличению ширины и высоты САХ, является течение плюмового материала в виде каналированных подлитосферных потоков, растекающихся от горячих точек в сторону осевой зоны САХ. Они маркируются цепями невысоких (до 600 м) узких (до 5 км) хребтов длиной до 100 км и вулканических построек до 15 км в диаметре и до 1000 м высотой (рис. 3.7), а в осевой зоне нарушают типовое строение спрединговых ячеек, приводя, в частности, к усилению вулканизма в дистальных частях ячеек (рис. 3.6). Наиболее широко такие структуры представлены в провинции Св. Елены. Дж. Шиллинг с коллегами (1985) предполагают наличие такого потока, ориентированного вдоль линий спрединга, на сегменте между разломами Св. Елены и Кардно. Это предположение поддерживается данными сейсмической томографии (Zhang et al., 1994), из которых следует, что от вертикальной низкоскоростной зоны, находящейся под о. Св. Елены, отходит наклонная низкоскоростная зона, воздымающаяся в сторону оси спрединга (рис. 3.27). В работе (Ito et al., 2003) показано, что главной движущей силой, вызывающей движение таких потоков, является плавучесть плюмового материала. При этом латеральное растекание плавучего материала в соответствии с количественными моделями и лабораторными экспериментами (Douglass et al., 1995) контролируется вариациями в топографии основания литосферы, плюмовый материал предпочтительнее течет в сторону участков с резко наклоненной реологической границей. Такие участки существуют вблизи осей спрединга, где астеносфера резко поднимается вверх, и вблизи трансформных зон с большим оффсетом, где холодная толстая, глубоко погруженная литосфера контактирует с более теплой, тонкой и мелко залегающей литосферой.
Процессы и явления, приводящие к разнообразию состава, геохимии и изотопии базальтов осевой и гребневой зон САХ в Центральной части Атлантики, и факторы, определяющие закономерности их пространственных вариаций
Очень сложные вдольосевые вариации значений №гО в вулканитах полигона Романш (рис. 4.25). Тренд усредненных значений этого параметра относительно резко возрастает с юга до разлома Чейн (с 2,4 до 3%), затем постепенно поднимается до начала южной градиентной зоны Щелочного поднятия (до 3,17%), после чего резко возрастает к центру Щелочного поднятия (до 3,89%) и несколько снижается к южной границе разломной зоны Романш (до 3,4%)). Концентрации ШгО снова очень высоки в Зоне перегиба (до 3,72%) и резко снижаются к северной границе разломной зоны Романш (до 2,87%), после чего постепенно возрастают к центру сегмента Романш - Сан Паулу (до 3,06%), где резко возрастают до 3,25% и этот уровень держится до южной границы разломной зоны Сан Паулу. В самой разломной зоне в базальтах южного и среднего рифтов они резко возрастают до 3,59% и снижаются в северном рифте до 3,18%. На участках резкого возрастания средних концентраций №гО, совпадающих с аномальными участками, выделенными по концентрациям КгО и Р2О5, наблюдаются очень контрастные составы базальтов в отношении значений Na20. Здесь наряду с очень высоконатровыми разностями встречаются и базальты с очень низкими концентрациями Na20 (2,23-2,54%). График вдольосевых вариаций ТіОг близок к таковому для №гО для средних значений этих оксидов, однако их высокие концентрации определяются разными причинами. Аномалии концентраций ТіОг характерны для участков распространения вулканитов, связанных с расплавами 1 -го типа, а на участках распространения базальтов, связанных с расплавами 2-го типа, на профилях появляются отрицательные аномалии ТіОг.
За пределами аномальных участков на сегментах Романш - Сан Паулу и Чейн 212 Щелочное поднятие вдольосевые вариации состава базальтов отражают степень их дифференцированности. Выделяются участки широкого распространения высоко дифференцированных пород с повышенными концентрациями ТІО2, Na20 и FeO и с пониженными MgO, СаО и AI2O3, приуроченные к небольшим поднятиям днища рифтовой долины амплитудой до 200 м (станции С-14, 23, 24, 25). Очевидно, что эти участки дна являются локусами повышенной магматической продуктивности, связанной с заложением здесь коровых магматических камер. Примерно в центре сегмента Романш - Сан Паулу в районе широты 0,34ю.ш. (станция С-24) сформировалось крупное поднятие днища рифтовой долины высотой до 900 м, указывающее на наличие здесь центра мантийного апвеллинга. Это подтверждается и наличием здесь базальтов, характерных для центров апвеллинга: с повышенными концентрациями MgO, СаО и пониженными AI2O3. Других отчетливо выраженных центров апвеллинга в пределах полигона не наблюдается. На аномальных участках мантийный апвеллинг дезорганизуется, поскольку центры плавления щелочных расплавов перехватывают на себя центры апвеллинга. На этих участках также встречаются слабодифференцированные базальты с повышенными концентрациями MgO, СаО и пониженными - AI2O3, ТіОг и №гО.
Обсуждение Проведенный анализ обнаруживает два ярких феномена, отличающих приэкваториальную часть САХ. Во-первых, это чрезвычайно пестрый состав базальтов, слагающих так называемые аномальные участки САХ. Во-вторых, это высокие концентрации №гО в базальтах этой области, существенно превышающие таковые в аналогичных типах базальтов из других областей Центральной части Атлантики. Глубинность плавления базальтов. В пределах приэкваториальной части САХ выделяются 4 аномальные участка: наиболее крупный - Щелочное поднятие (поднятие на восточном плече рифта с центром на широте 0,07ю.ш.) с градиентными зонами протяженностью 30-40 км, зона южного интерсекта разлома Чейн, северный рифт и массив скал Св. Петра и Павла политрансформа Сан Паулу и Зона перегиба разлома Романш. Во всех этих районах преимущественно распространены обогащенные толеитовые базальты, встречаются щелочные базальты, а в районе Щелочного поднятия и массива скал Св. Петра и Павла - также и ультраосновные щелочные вулканиты типа базанитов. Одной из причин многообразия составов вулканитов в районах аномальных участков является то, что плавление мантии под этими участками происходит на разных глубинных уровнях. Выделяются три основных уровня плавления. На самом глубоком уровне, соответствующем гранатовой фации глубинности ( 18 кбар), генерируются щелочные расплавы 1 -го типа с отношением (Sm/Yb)n = 6,1-6,3, кристаллизующиеся как ультраосновные вулканиты. На самом мелком уровне в условиях шпинелевой фации глубинности плавятся малоглубинные деплетированные расплавы с (Sm/Yb)n около 1, продукты кристаллизации которых базальты N-MORB типа распространены в аномальных участках очень ограниченно. На уровне промежуточном между гранатовой и шпинелевой фациями глубинности формируются высокообогащенные расплавы 3-го типа с (Sm/Yb)n = 2-2,5. Эти промежуточные расплавы плавились в наиболее широком диапазоне глубин, при этом с уменьшением глубины возрастала степень частичного плавления мантийного субстрата, что отразилось в уменьшении величин (La/Sm)n (от 3,6 до 2), в росте содержаний Mg, Fe, Са, А1 и уменьшении - Na, Ті, К и Р. Производные этих расплавов - толеитовые базальты P-MORB типа.
Между расплавами трех глубинных уровней плавления происходит смешение. При смешении глубинных и промежуточных расплавов, формируются щелочные базальты. В то же время имеются указания на то, что некоторые щелочные базальты Щелочного поднятия представляют собой самостоятельные выплавки с (Sm/Yb)n около 4 и (La/Sm)n около 3,6. В соответствии с геохимическими и изотопными данными щелочные вулканиты ультраосновного и основного состава относятся к ОГВ-типу вулканитов. Такой вывод впервые был сделан в работе Д. Каменецкого с соавторами (Kamenetsky et al., 2003), в которой также показано, что ликвидусные оливины и шпинели в щелочных породах близки к таковым из базальтов типа ОГВ.
Из расплавов, получившихся при смешении малоглубинных и промежуточных расплавов, формируется целый ряд в различной степени обогащенных толеитовых базальтов, доминирующих в пределах аномальных участков. Они могут быть классифицированы как Р-и T-MORB типы.
В соответствии с величиной (Sm/Yb)n генерация первичных расплавов основных и ультраосновных щелочных вулканитов происходила на заметно большей глубине, чем под о. Св. Елены, который располагается на большом расстоянии от оси С АХ на значительно более мощной литосфере. Почему под осевой зоной САХ возникли условия для такого глубинного плавления мантии? Наиболее глубинные вулканиты несут признаки того, что при их плавлении участвовало вещество метасоматизированной континентальной мантии (см. ниже). Очевидно, что это вещество могло быть источником флюидов, понижавших температуру солидуса обогащенной мантии, вследствие чего она начинала плавиться на большей, чем обычно глубине, как например, в районе полигона Габон.