Особливості вулканізму і геодинаміка області потрійного зчленування Буве (по складам базальтів)

Зміст   Анотація   Введення   Структурне становище і характер вивченості району Потрійного      зчленування Буве   Петрографія і мінералогія вулканітів і їх просторове      поширення   Петро-геохімічний склад вулканітів   Основні петро-геохімічні групи базальтів, їх просторове      поширення і геодинамічні обстановки освіти   Висновки   Література

Анотація

Розглядається складу основних вулканітів району потрійного зчленування Буве, які можуть бути поділені на шість основних петро-геохімічних груп. Найбільш поширеним типом є базальти N-MORB, похідні деплетірованного мантійних джерела, яких зустріли на всій вивченої території. Субщелочние вулканіти: гавайіти і муджіеріти, - сильно збагачені літофільнимі елементами і радіогеннимі ізотопами, що складають вулканічне підняття Буве, і близькі до них базальти і андезито-базальти хребта Шпісс, генеровані в збагаченої більш глибинної мантії. Щодо слабо збагачені базальти (T-MORB), що є продуктами змішування розплавів двох перших типів, поширені в пріосевих частинах Сах, АфАХ і АмАХ. Базальт близькі за ступенем збагачення літофільнимі елементами-домішками вулканіти хребта Шпісс і острова Буве, але багатші у порівнянні з ними калієм, фосфором, титаном, хромом. Вони розвинуті в межах структур розтягування: рифтова долина АфАХ, грабени Східної області дислокацій, лінійне підняття між хребтом Шпісс і вулканом Буве. Їхні вихідні розплави, ймовірно, формувалися з речовини плюм, розтікається від основних каналів і зазнала мантійних флюідно-магматичну диференціацію. Вулканічна серія від базальтів до ліпарітов, характеризується низькими змістами літофільних елементів і особливо низькою концентрацією титану, поширена на горі Шона і на інших структурах стиснення в межах Антарктичної і Південно-Американської плит поблизу ТСБ. На відміну від чотирьох попередніх типів, що мають толеітовий тренд диференціації, характеризується вапняно-лужним трендом. Їх родоначального розплави могли бути також пов'язані з речовиною плюм, але надалі зазнали інтенсивну флюїди-магматичну диференціацію і асиміляцію субстрату в умовах закритих магматичних камер на рівні верхньої мантії. З іншого боку гора Шона може бути фрагментом древньої океанічної острівної дуги. Збагачені базальти, що відрізняються від інших збагачених типів дуже високими концентраціями фосфору і радіогенних ізотопів, що складають тектонічна підняття поблизу зчленування трьох Рифт. Таким чином, основними факторами, що визначають різноманітність складів вулканітів в даному районі є гетерогенність мантійних джерел, плюмовая активність, складна геодинаміка району потрійного зчленування, що викликає напружені стану в прилеглих ділянках плит і геологічна передісторія регіону. Низька швидкість спредінга і, отже, недостатньо ефективне перемішування неоднорідного мантійних матеріалу обумовлює сильні просторові варіації складів базальтів. Введення

У межах Світового океану є всього кілька областей, де відбувається одночасне зчленування трьох різних океанічних плит. Як правило, це складно побудовані області, що характеризуються поєднанням різнотипних морфоструктур і різноманітним магматизм. Останній несе особливості магматичної системи і складу мантії того чи іншого серединно-океанічного хребта. Вивчення магматизму потрійних зчленувань дає унікальну можливість простежити особливості мантійних геодинаміки взаємодіючих плит літосфери при утворенні океанічної кори в серединно-океанічних хребтах. У районі потрійного зчленування Буве (ТСБ) на процес утворення кори додатково накладається плюмовий магматизм. Тут знаходиться активне вулканічне підняття (острів Буве), що розглядається як океанічна гаряча точка. Крім того, безпосередньо на північ від області потрійного зчленування розташовані численні підводні гори і підняття (Діскавері, Шона та ін), складені базальтами, що мають неріфтовую природу.

Як відомо, базальти, найбільш поширені породи верхів океанічної кори, несуть інформацію не тільки про процеси фракціонування та про умови їх виливу на морському дні і подальшу зміну, але також і про особливості речовинного складу і будови мантії. Їх вивчення дає можливість охарактеризувати процеси формування океанічної кори і провінційні особливості базальтового магматизму, вивчити геодинамічні умови розвитку області ТСБ. Структурний стан і характер вивченості району Потрійного зчленування Буве

Потрійне зчленування Буве, розташоване в Південній Атлантиці приблизно на 55oю.ш., являє собою місце стикування Південно-Американської, Африканської і Антарктичної плит.

Цілеспрямоване вивчення потрійного зчленування Буве за допомогою ехолотірованія і магнітометри вперше проводилося в 1974р. [Sclater et al., 1976]. У 18-му рейсі НДС "Академік Микола Страхов" в 1994р. детально досліджувалися структури Серединно-Атлантичного хребта (Сах), північній частині хребта Шпісс, а також Африкано-Антарктичного хребта (АфАХ) на ділянці між розломами Буве і Мошеш [Мазаровіч та ін, 1995; Пейве та ін, 1994, 1995]. У 1995р. англійськими дослідниками з допомогою сонару бічного огляду вивчалися область ТСБ і хребет Шпісс [Mitchell and Livermore, 1998]. Додатковий фактичний матеріал було отримано на НДС "Геленджик" в 1996р. [Пейве та ін, 1999; Carrara et al., 1997; Ligi et al., 1997, 1999].

В результаті проведених робіт можуть бути виділені чотири основних морфоструктурних провінції: а) структури Сах; б) структури АфАХ та район їх зчленування з Сах; в) структури АмАХ (Американо-Антарктичний хребет) і район їх зчленування з Сах; г) зона зчленування палеоструктур Сах, АфАХ і АмАХ. Ми також розглянемо склади вулканітів підводної гори Шона. Це ізометричний підняття, що знаходиться в 200 км на захід від осі Сах на широті 54o30 і не що входить безпосередньо в область ТСБ, але що представляє інтерес для розуміння процесів, що протікають в області ТСБ (рис.1).

Структури Сах представлені трьома сегментами рифтової долини між 53o20 пд.ш. і 54o55 пд.ш. і паралельними їм грядами і депресіями північно-північно-західного простягання. Південний сегмент рифтової долини розгалужується на два невеликих Трога: західний з простягання близьким до осі АмАХ і східний - до простиранню осі АфАХ. Вони також є ареною рифтової вулканізму.

Кора, утворена в Сах, характеризується досить закономірним чергуванням лінійних магнітних аномалій, що у східному напрямку простежені до хрону C3Bn [Ligi et al., 1999], що відповідає віку близько 7 млн років [Cande and Kent, 1995].

Структури АфАХ та район їх зчленування зі структурами Сах. Африкано-Антарктичний хребет у вивченому районі представлений двома сегментами, зміщеними вздовж розлому Буве. Осьова частину східного сегменту має високопріподнятую, дрібну, асиметричну рифтової долину. До її західному флангу підступають структури великого тектоно-вулканічного підняття Буве, вінчаються вулканом Буве. Західним сегментом АфАХ є хребет Шпісс шириною до 55км, обмежений ступінчастими крутими схилами. Верховинна поверхня хребта лежить на глибинах 1400-1700м. У центральній частині є велика вулканічна споруда розміром більше 15 км у діаметрі, злегка витягнута в ПС напрямку з кальдеро розміром 1 2,5 км. Вершина вулкану знаходиться на глибині 800-900м. Для хребта Шпісс характерно безліч конусоподібних піднять, що представляють собою, мабуть, невеликі вулкани. Осьова частина хребта відрізняється виключно високими значеннями аномального магнітного поля, істотно перевищують такі в межах рифтової долини Сах, що, мабуть, пов'язано з інтенсивним сучасним вулканізмом в межах цієї структури. У південно-західній частині хребта аж до його підніжжя може бути виділена ще одна Хріна (C2n), простягання якої відповідає простиранню хребта Шпісс. Таким чином, можна припустити, що вік цього хребта не стародавні 2-2,5 млн років.

Тим хребтом Шпісс і підняттям Буве простягається ряд піднять, косо розташованих по відношенню до структур АфАХ. Найбільше з них лінійне підняття довжиною близько 120 км на південь від починається розлому Буве і тягнеться до острова Буве.

Зона зчленування палеоструктур АфАХ і Сах ускладнена розвитком так званої Східної області дислокацій. Остання знаходиться на північ від долини розлому Буве, між ним і структурами з простягання Сах. Зона дислокацій представлена крутосхилими підняттями, часто мають у плані форму витягнутого трикутника, і що розділяють їх ланцюжками депресій. Ці депресії мають грабеновую природу [Ligi et al., 1999].

Структури АмАХ та район їх зчленування зі структурами Сах. Найбільшою структурою Американо-Антарктичного хребта у вивченому районі є розлом Конрад, до якого з північного боку прилягає найбільш західний сегмент АмАХ. Осьова частина АмАХ в цьому сегменті представлена глибокої рифтової долиною, змінявся на північ Граничним прогином - широкої депресією, косо розташованою по відношенню до Рифт. Прогин поєднує в собі ознаки лівостороннього зсуву і косого спредінга. Тим рифтової долиною і розломом Конрад розвинене велике підняття внутрішнього кута, що має уплощенная вершину, яка в західній частині надбудовується конусовидної спорудою. На протилежному боці Рифт розвинене підняття зовнішнього кута, також венчающимся конусовидної спорудою. За цими підняттями спостерігаються структури з простягання АмАХ аж до ділянок кори з віком близько 6,5-7 млн років (магнітна Хріна C3An) [Ligi et al., 1999].

Район зчленування палеоструктур Сах і АмАХ має складну будову. На крайньому заході району рифтові гори АмАХ безпосередньо переходять в рифтові гори Сах. Ближче до граничного прогину багато структур як Сах, так і АмАХ деформовані, що проявилося у зміні їх простягання. На думку, висловлену в роботі [Сколотнев, 2000], така будова дна відображає обстановку стиснення при його формуванні.

Зона зчленування палеоструктур Сах, АфАХ і АмАХ обмежена з півдня пасивними відрізками розломів Конрад і Буве, а з півночі двома чіпаючи, на які розгалужується південне закінчення Сах. У північній частині зони між двома цими чіпаючи розвинене підняття, ускладнене більш дрібними структурами з простягання характерним для цук. У її південній частині контактують структури з простягання АмАХ і АфАХ, при цьому вони протягом 35км зміщені один щодо одного. Ця частина Антарктичної плити також характеризується обстановкою стиснення [Сколотнев, 2000].

Гора Шона розташована в районі 54o32 пд.ш. 5o50 з.д. Вона складається з двох піднять, головне з яких має округлу форму з рівною вершинної поверхнею. Діаметр в основі - 9км, мінімальна глибина вершини 925м. На схід від нього розташовані 2 дрібних вулканічних конуса 1км діаметром і глибиною 1500м. Друге підняття глибиною 1650м розташоване на південний схід. У вершинної частині є два кратера діаметром менше 1км і глибиною близько 100м. Це підняття обмежено на півночі тектонічним уступом З простягання.

Таким чином, будова океанського дна в районі ТСБ відрізняється великою складністю і характеризується широким поширенням структур не типових для Гребнева частин серединно-океанічних хребтів, розвинених як на дівергентних межах, так і всередині плит. Це не дозволяє однозначно трактувати геодинаміки цього району і його геологічну еволюцію. Існує кілька моделей геологічного розвитку району потрійного зчленування Буве [Apotria and Gray, 1985, 1988; Kleinrock and Morgan, 1988; Sclater, 1976]. Моделі, які враховують результати останніх досліджень, наведені в роботах [Пейве та ін, 1999; Сколотнев, 2000; Ligi et al., 1999]. У них показано, що стійкий розвиток потрійного зчленування при конфігурації ребро-розлом-розлом, що продовжувалося близько 20 млн років, порушилося близько 10 млн років тому. З тих пір ТСБ неодноразово змінювало свою конфігурацію, при цьому періодично виникали напружені стану на ділянках плит, що примикають до потрійного зчленуванню. Загальна спрямованість розвитку полягає в проградаціі АфАХ і АмАХ на північ і міграції вулкана-тектонічної активності Сах в цьому ж напрямі. 2-2,5 млн років тому розвиток потрійного зчленування ускладнилося плюмовой активністю, локалізованої в районі хребта Шпісс. Сучасна конфігурація потрійного зчленування склалася близько 1млн років тому, при цьому на нашу думку [Пейве и др., 1995] ТСБ не може бути апроксимувати однією точкою, а являє собою велику область взаємовпливу різних структур у просторі і в часі. Петрографія і мінералогія вулканітів і їх просторове поширення

У межах Африкано-Антарктичного хребта базальти і їх більш кислі деривати отримані з рифтової долини на південний схід від розлому Буве і з найближчих до неї рифтових гір, з бортів розлому Буве, а також з хребта Шпісс.

На хребті Шпісс випробувана велика вулканічна побудова в прівершінной кальдерной (станції G9611 і G9612) і в нижній частині її схилу (станція G9613), також отримано зразки з кількох дрібніших вулканів (рис.1, табл.1). Два з них розташовуються на одній лінії по обидві сторони від кальдери Шпісс (на заході - станція G9614, на сході - станція G9616) і, можливо, маркують розломно зону. На північ від кальдери в осьової частини хребта Шпісс вивчений побічний вулкан (станція G9615). Підняті зразки відрізняються, перш за все тим, що серед них переважають сильно пористі різниці. Вулканіти з пористістю близько 10-15% у вигляді фрагментів піллоу зустрінуті на станції G9615. Більш пористі різниці (20-50%) утворюють піллоу химерної сплощеної форми з декількома зонами загартування всередині піллоу, з численними великими постатями, а також є фрагментами кровлевой частини лавових потоків типу пахое-хое. Вони володіють виразною флюідальной текстурою, обумовленої субпараллельним розташуванням витягнутих везикул і поширені, головним чином, в прікальдерной частини вулкана. Найбільш пористі освіти (до 80%) зустрінуті у вигляді кутастих уламків невеликих розмірів (до 8-10см) і являють собою вулканічний шлак. При розламуванні вони видають запах сірководню.

Найменш пористі базальти (2-3%) драгіровани в нижній частині великого вулкана (станція G9613). Таким чином, чітко проявляється залежність пористості вулканітів, що складають піллоу і лавові потоки, від їх гіпсометричні положення: чим вище по схилу розташовані базальти, тим більше їх пористість.

Серед піднятих вулканітів переважають афіровие різниці, частина з них містить невелику кількість, як правило, не більше 1% вкрапленніков плагіоклазу, олівіну і клінопіроксена. За допомогою мікрозонда вивчені склади одиничних зерен плагіоклазу: An66 у зразку G9614/27, клінопіроксена: Fs20 у зразку G9612/30 і олівіну: Fo86 у зразку G9616/4 (табл. 2, 3, 4).

Структура основної маси вивчених вулканітів відрізняється, як правило, поганий ступенем раскрісталлізаціі і складається з дрібних мікролітів плагіоклазу складу An 42-48 (табл. 2), клінопіроксена, іноді пофарбованого в рожевий колір, і рудного мінералу. Для сильно пористих різниць, що складають шлаки і кровлевие ділянки лавових потоків, властива гіаломелановая структура основної маси, що характеризується виділенням найтонших кристалітів рудного мінералу в слабо раскрісталлізованном матриксі.

Ступінь зміни вулканітів хребта Шпісс перебуває в певній залежності від їх текстурної-структурних особливостей. Слабо і помірно пористі різниці мають свіжий вигляд, у них відзначається лише невелика к?? лічество глауконіту (табл.5), частково заповнює везикули в межах зони темного гало, розвиненого уздовж тріщин контракції піллоу. Сильно пористі різниці часто мають червоний колір в силу рясного осадження в них окислів і гідроксиди заліза. У деяких окислених зразках спостерігаються також досить специфічні новоутворення, що дають тонкодисперсні виділення жовтого кольору на поверхні окремих везикул. Це полімінеральних агрегат, що складається з дуже дрібних (~ 1мк) погано раскрісталлізованних зерен, що ускладнює визначення їх складу. В табл.5 наведено найбільш коректні результати мікрозондового аналізу цих новоутворень. Вони найбільш близькі до клінопіроксену і ортоклаз. Новоутворення подібного виду та близького складу описані серед молодих наземних базальтів, як продукти пневматолітового метасоматоза [Сколотнев, 1984].

Є також дуже сильно змінені вулканіти, перетворення яких відбувалося в межах термальних майданчиків. У зразку G9612/30 широко розвинений палагоніт по склу, у зразках G9612/29, 34 - агрегати цеоліту та бариту, у зразку G9614/35 скло заміщається нонтронітом (табл.5).

Таким чином, аналіз текстурної-структурних особливостей вулканітів хребта Шпісс дозволяє припустити, що в ході становлення цього хребта типові підводні виливу піллоу лав при нарощуванні конуса вулканічної споруди змінювалися виливами менш в'язких лав, що дають при застиганні сильно пористі вулканіти, що формуються в сильно окисної обстановці. Ймовірно, що раніше частина кальдери Шпісс виступала над поверхнею океану, про що свідчать продукти пневматолітового метасоматоза і гіаломелановая структура основної маси. В результаті активної діяльності поствулканіческой в прікальдерной частини відбувалися окислення та гідротермальні зміни шлаків і базальтів.

петрографічні характеристика вулканітів з сегмента АфАХ, розташованого на південний схід від розлому Буве, з рифтової долини (станції S1815-17, 22-27, 30, 31, 36, 37), з флангів хребта (станції S1828, 29, 32, 33, 35, 40-44) і зі схилів підняття острова Буве (станції S1813, 14, 19 -- 21) наведена в попередніх роботах [Пейве и др., 1995]. Важливо підкреслити наступне. Кам'яний матеріал, піднятий зі схилу підняття, близький до такого, отриманому зі схилів кальдери Шпісс. Істотною відмінністю є наявність великого обсягу гальки, у формі якої підняті вулканіти, а також порівняно велика кількість метабазальтов (обр. S1814/51-56, S1821/31) з Хлорити і з сульфідами. Останній факт свідчить про те, що підняття острова Буве має тектоно-вулканічну природу. Серед базальтів, піднятих з рифтової долини, переважають помірно і слабко пористі різниці. Там, де рифтова долина перетинає підняття острова Буве, зростає роль окатанного матеріалу і сильно пористих вулканітів. Різноманітність флангових базальтів в цілому збігається з таким для рифтової долини, але серед них більше змінених порід.

Розлом Буве детально випробуваний у 18-му рейсі на одному протяжної поперечному профілі драгірованія (станції S1806-S1812). Слід зазначити, що серед отриманих базальтів переважають непористий або слабо пористі, змінені різниці, що містять хлорит, смектит, карбонати. На станціях S1807 і S1810 піднято невелика кількість сильно пористих вулканітів, у тому числі схожих на вулканічні бомби.

У Серединно-Атлантичному хребті детально випробувана рифтова долина (станції S1848-S1853, S1861-S1864, G9624-G9626) (рис.1, табл.1). Отримані свіжі непористий або слабо пористі афіровие і сильно порфірову базальти. Серед вкрапленніков переважає плагіоклаз. У базальтах станції G9626 його кількість досягає 30%. У менших кількостях розвинений олівін, ще рідше зустрічається клінопіроксен. Вивчені склади вкрапленніков - для Pl-An86, Ol-Fo78-80. У зразку G9624/15 виміряні також мікроліти плагіоклазу і клінопіроксена, відповідно An67 і Fs21 (табл. 2, 3, 4). З вторинних мінералів в невеликих кількостях в зонах темного гало піллоу розвинений тільки глауконіт (табл.5). Фланги цього хребта випробувані на трьох станціях (S1857, S1866, S1867). Отриманий базальтовий матеріал охарактеризовано в попередніх роботах [Пейве и др., 1995], на відміну від рифтових базальтів він відрізняється великим ступенем вторинних змін.

На південно-західному фланзі Сах розташовується підняття Шона, яке було випробувано на двох станціях: G9608 - з прівершінной частини конусовидної споруди і G9609 - зі схилу хребта, на якому розташовується ця споруда (рис.1, табл.1). Отриманий вулканічний матеріал, представлений широким діапазоном складів від базальтів до ліпарітов, що на вигляд багато в чому схожий на вулканіти хребта Шпісс, оскільки серед нього також різко переважають пористі різниці. Серед найменш пористих базальтів за характером змін виділяються дві групи. По-перше, це базальти, які характеризуються розвитком смоктати, цеолітів, Хлорити, актіноліта (обр. G9608/3, 4, 45, 48, 52, G9609/2), тобто щодо глибинних вторинних мінералів, при цьому зразок G9609/2 несе ознаки безпосереднього відриву від схилу. Це - порфірову різниці, містять помітні кількості (4-8%) або Ol, Pl, Cpx (обр. G9608/3), або тільки Ol (обр. G9608/48, G9609/16), або тільки Pl (обр. G9608/45, 52, G9609/2). У зразках G9608/48 і G9609/16 вивчені склади олівінів, у першому - це Fo69-73, у другому - Fo82-83, а в зразку G9609/16 і склад субфенокріста плагіоклазу - An60 (табл. 2, 3). Друга група слабо пористих базальтів об'єднує свіжі різновиди, в яких у невеликих кількостях можуть бути гідроксиди заліза і глауконітоподобние мінерали (обр. G9608/5, 51, 55, G9609/3, 5, 10, 16), як правило, формуються в придонних умовах. Серед них є афіровие (обр. G9608/51, G9609/3, 5) та порфірову різниці: c Opx, Cpx, Pl (обр. G9608/5, G9609/10), а також c Ol і Pl (обр. G9608/55). Суміші вкрапленніков вивчені й становлять для плагіоклазу - An 87-92, для клінопіроксена - Fs16 , Для ортопіроксена - Fs26-30 та для олівіну - Fo73. Склад субфенокріста олівіну у зразку G9608/55 становить Fo63 (табл. 2, 3, 4).

Серед сильно пористих різниць переважають кислі, ніж базальти вулканіти. Найбільш пористі з них є вулканічний шлак, при цьому деякі зразки мають химерні форми, що нагадують вулканічні бомби. Багато вулканіти з цієї групи мають червонуватий і інтенсивно червоний колір в силу окислення матриксу, що має гіаломелановую структуру, або осадження гідроксиди заліза на стінках пор. Серед них зустрінуті афіровие (обр. G9608/8, 13, 15, 25, 28, 37, 42, 43, G9609/18) з рідкісними вкрапленнікамі Pl-Px-Ol (обр. G9608/27, 29, G9609/11) і Pl порфірову різниці (обр. G9608/31). У андезито-даціте G9608/58 поряд з вкрапленнікамі плагіоклазу зустрінуті вкрапленнікі рогової обманки. У сильно окислених породах вкрапленнікі олівіну опацітізіровани. У табл.2, 3, 4 наведені склади деяких вкрапленніков плагіоклазу - An86-96, клінопіроксена - Fs19, ортопіроксена - Fs39 і олівіну -- Fo79.

Таким чином, структурно-текстурний аналіз отриманих вулканітів дозволяє припустити, що підняття Шона має тектоно-вулканічну природу. Ймовірно, вулканічна споруда центрального типу при своєму формуванні в основі мала базальтову товщу, складену непористий діагенетіческі зміненими базальтами. Ці базальти зараз виведені на рівень дна в результаті подальших тектонічних рухів. Про великий розмах останніх свідчить той факт, що поряд з базальтами драгіровани також габброіди. У ході нарощування висоти вулканічної споруди формувалися все більш пористі вулканіти. Аналогічно з хребтом Шпісс є ті ж підстави для припущення про те, що вершина вулкана виступала над поверхнею океану. Додатковими аргументами на користь цього є також окатанность деяких зразків і плоский характер вершини підняття, що могло бути викликане морської абразією.

У межах Американо-Антарктичного хребта випробувано лише підняття внутрішнього кута, звідки отримано невелике кількість вулканічного матеріалу. Драгірованіе було проведено в нижній (станція G9602), середньої (станція G9604) і верхній (станція G9605) частинах схилу (рис.1, табл.1). Серед вулканітів виділяються слабо пористі, переважно афіровие, змінені базальти з Хлорити або смоктати в якості вторинних мінералів, представлені невеликими окатанного уламками (обр. G9602/1-4, 11-15, G9604/49, 51, 53-56); сильно пористі афіровие андезито-базальти, іноді зустрічаються у вигляді вулканічних бомб (обр. G9602/5-7, G9604/50, 52, 76, 77); і Дацит з невеликою кількістю дрібних вкрапленніков плагіоклазу і роговий обманки (обр. G9605/1). Дацит зустрінуті у вигляді слабко окатанного уламків у складі брекчії з піщано-глинистих цементом.

З верхній частині схилу підняті також габброіди і ультрабазіти, виведені на цей рівень в результаті інтенсивних тектонічних рухів. Можливо, раніше вершина підняття перебувала вище рівня моря, про що свідчить її абразійних характер і гальковий матеріал, у вигляді якого піднято більша частина вище описаних порід. Ймовірно, виявлені сильно пористі андезито-базальти і Дацит характеризують вулканізм центрального типу, в ході якого сформувалася конусовидна будівля на західному закінчення кутового підняття.

Район зчленування палеоструктур Американо-Антарктичного і Африкано-Антарктичного хребтів має складну будову, обумовлене накладеними внутріплітнимі тектонічними рухами [Сколотнев, 2000]. З чотирьох станцій драгірованія, проведених в цьому районі, два (G9620 та G9621) характеризують борту пасивної частини розлому Буве, одна (G9619) невелике підняття, що відноситься до АмАХ, і ще одна (G9610) розташована на схилі підняття, що є реліктової структурою Сах (рис.1, табл.1).

На станції G9610 підняті слабо пористі (пористість 2-4%, рідко до 10%) афіровие (обр. G9610/1 -15, 17, 23, 29-36) і олівін-плагіоклаз порфірову (обр. G9610/16, 18-22, 24-28) базальти. Деякі базальти дуже свіжі, аналогічні таким, порушених у рифтової долині Сах (обр. G9610/1-12). Інші в тій чи іншій мірі змінені. Зокрема у зразку G9610/30 розвинений смектит близький до сапонітів (табл.5). У цьому ж зразку визначено склад мікролітів клінопіроксена, що мають виразну рожеве забарвлення. За своїм складом вони відносяться до тітаноавгітам з великим вмістом TiO 2 (5,05-5,32%) (табл.4).

На станції G9619 базальти відрізняються великою різноманітністю текстур і структур. Серед них виділяються такі різновиди: непористий плагіоклаз порфірову (обр. G9619/1-4, 23), пористі (15-20%) афіровие (обр. G9619/10-14) і олівін-плагіоклаз порфірову (обр. G9619/5-9, 15, 16). Крім базальтів драгіровани більш кислі вулканіти, що містять вкрапленнікі Ol, Cpx, Pl і іноді рогової обманки, що відрізняються сильною пористістю (до 80%) (обр. G9619/18-21). Виміряні склади вкрапленніков в базальту (G9619/16) і в більш кислому вулкані (G9619/20) помітно відрізняються. У зразку G9619/16: центр вкрапленніка Pl-An89, край - An81, у мікроліти - An72, олівін: вкрапленнік - Fo85-87, субфенокріс .- Fo82. У зразку G9619/20: Pl-An91, Ol-Fo66, Cpx-Fs14-15 (табл. 2, 3, 4). З вторинних мінералів у базальтах виявлені глауконіт (табл.5) і смектит.

Вулканічний матеріал, піднятий на станціях G9620 і G9621, є близьким між собою. Серед базальтів також є непористий афіровие (обр. G9620/10-12, 18, 19, G9621/6, 7, 10-12) і олівін-плагіоклаз порфірову (обр. G9620/1-9, 13-17, G9621/4, 5, 9) і пористі (10-15%) афіровие (обр. G9620/21, 22, G9621/1, 2) і плагіоклаз порфірову (обр. G9621/3) представники. У афірових різницям зустрічаються окремі вкрапленнікі Pl, Ol, Cpx. На станції G9620 підняті також дуже пористі породи (60-80%), представлені окисленими шлаками червоного кольору (обр. G9620/25-27) і вулканічними бомбами (обр. G9620/23, 24, 28). Останні мають кислий склад (до Дацит) і містять невелику кількість вкрапленніков Pl, Ol, Cpx. Вивчено склади вкрапленніков в 4 зразках, при цьому вони групуються у дві групи в незалежності від їх текстурної-структурних особливостей. У зразках G9620/6, 9 - An85-89, Fo83-84, Fs10, а в зразках G9621/1, 4 - An85-91, Fo76, Fs15 (табл. 2, 3, 4). Більша частина вулканітів слабо змінена, в них зустрічається в невеликих кількостях лише глауконіт (табл.5). Ряд зразків тектонізіровани і містять хлорит (обр. G9620/7, 20).

Базальт із зони зчленування палеоструктур АмАХ і Сах (станції S1854-56) в цілому близькі до таких, зустрінутим на флангах Сах.

Район зчленування палеоструктур Сах і АфАХ охарактеризований тільки однією станцією - G9617 (рис.1, табл.1), приуроченої до тектонічних ескарпи, який представляє собою борт однією з грабенообразних депресій. Отримані при драгірованіі переважно афіровие та практично непористий базальти відрізняються один від одного ступенем свіжості. Частина з них несе тільки продукти поверхневого зміни (палагоніт) (обр. G9617/1-11), інші в помітних кількостях містять хлорит, карбонати (табл.5), кварц, пірит і іноді Халькопірит і Борна (обр. G9617/12-33) і таким чином, очевидно, характеризують нижні горизонти базальтового розрізу. Базальт з Хлорити тектонізіровани, розбиті численними тріщинами Кліваж.

Три станції характеризують три різні хребта, що тягнуться між підняттям Шпісс і островом Буве (станції G9618, 22, 23) (рис.1, табл.1). Отриманий кам'яний матеріал близький між собою і близький до такого, поширеним на вище названих підняттях. Це в основному пористі і сильно пористі слабо олівін-плагіоклаз порфірову різниці базальтів і більше кислих вулканітів. Частина з них пофарбована в червоний колір в силу інтенсивного окислення, інші помітно палагонітізіровани (обр. G9623/1, 2). Невелика кількість базальтів менш пористі і більше змінені, що містять вже смектит (обр. G9618/7, G9622/6).

Вище були наведені склади вкрапленніков і мікролітів з деяких вулканітів. Їх кількості недостатньо для коректних висновків про характер мінливості складу мінералів, у той же час слід відзначити деякі намічені тенденції.

Найбільш залізисті вкрапленнікі олівіну зустрінуті серед вулканітів підняття Шона. Для великих вкрапленніков - це Fo72-80, для дрібних - Fo62-67. Такі ж олівін маються на аналогічних вулканіти, але на інших структурах із зони зчленування палеоструктур Сах, АфАХ і АмАХ. При цьому з найбільш залозистими вкрапленнікамі олівіну асоціюють найбільш основні вкрапленнікі плагіоклазу - An86-96. Найбільш магнезіальні фенокрісти олівіну (Fo86-87), зустрінуті серед деплетірованних базальтів, вкрапленнікі плагіоклазу в них у цілому більш кислі (An85-89), ніж на піднятті Шона. Вкрапленнікі ортопіроксена є тільки в вулканіти, розвинутих на піднятті Шона і аналогічних їм. Всі вивчені мікроліти клінопіроксена відрізняються від вкрапленніков більше залізистих і мають високі концентрації титану, при цьому що збагачений базальт, тим ця концентрація вище. Вивчені вкрапленнікі рудного мінералу відносяться до титаномагнетиту (табл.6). Помітно вищим вмістом TiO 2 (29,91%) виділяються зерна з зразка G9610/30, який представляє базальти, також помітно відрізняються за складом від інших вулканітів. У вивчених вулканіти зустріли кілька зерен шпінелі. За співвідношенням хромистої (40-51) і магнезіальній (40-70) вони потрапляють у поле складів шпінель з мантійних перідотітов, проте високі концентрації титану свідчать про вплив на них базальтового розплаву (табл.7). Петро-геохімічний склад вулканітів

Речовий склад порід в районі ТСБ вивчався у ряді морських експедицій [Dick et al., 1984; Dickey et al., 1977; Le Roex et al., 1983, 1985, 1987]. Виявлено значні варіації складів лав від покрутив до ферробазальтов. Було показано, що підйом мантійних плюм Буве привів до формування в безпосередній близькості від нього провінцій базальтів, збагачених легкими рідкоземельними елементами, з ізотопними відносинами 87Sr/86Sr і 143Nd/144Nd відповідно вище і нижче, ніж N-MORB. Ці висновки в основному базуються на даних вивчення базальтів з осьових частин серединно-океанічних хребтів. Ми розглянемо склади базальтів, піднятих в межах різних структур з набагато більш великої області, що дозволить проаналізувати вулканізм цього району в значно більшій віковому діапазоні.

Базальт південній частині Сах (табл.8) в межах осьовий (рифтової) зони характеризуються порівняно однорідним складом. Це переважно свіжі слабо і помірно фракціоновані толеітовие базальти типу N-MORB ((La/Sm) n 0,7-1,0, (Nb/Zr) n 0,3-0,7)) з переважною залізисті (FeO /MgO) близько 1,2-1,4 (тут і в Надалі значення відносини (La/Sm) n наводяться за даними робіт [Пущаровскій та ін, 1998; Сущевский та ін, 1999; Simonov et al., 1996]). Концентрації TiO2, K2O і P2O5 закономірно зростають відповідно від 1,1%, 0,2%, 0,08% в найменш диференційованих?? азностях (обр. G9625/1 з залозистого 0,8) до 2,2%, 0,4%, 0,6% в найбільш диференційованих базальтах з залозистого до 1,7-1,8 (рис.2-4). Це свіжі породи з втратами при прожарюванні (п.п.п.) менше 1%. Вміст SiO 2 знаходиться в межах 48-50%, Cr 130-150г/т, Sr 90-150г/т, Rb 1-10г/т. Кілька відрізняються базальти станції G9624, в яких помітно більш високі концентрації K2O (до 0,57%) і P2O5 (до 0,24%), що дозволяє віднести їх до толеітам типу T-MORB.

На варіаційних діаграмах базальти Серединно-Атлантичного хребта за винятком істотно змінених різниць утворюють компактні поля або тренди, найбільш відрізняються від інших вулканітів цього району більш високим вмістом FeO і більш низьким - Al2O3 при тих же значеннях коефіцієнта фракціонування FeO /MgO, а також менш швидким темпом накопичення K2O (рис.2, 3, 4).

Хребет Шпісс складний свіжими, переважно пузирістимі базальтами і андезито-базальтами (табл.8). На відміну від базальтів Сах вони охоплюють набагато більший інтервал фракціонування: від слабо фракціонованих з залозистого 1,1 до сильно фракціонованих різниць з FeO /MgO до 4. Переважають значення 1,8-2,5. На діаграмі TiO2 - FeO /MgO (рис.2) чітко простежується тренд фракціонування з різким накопиченням TiO2 від 2,16% (обр. G9612/19) до 3,43% (обр. G9614/20). При подальшому фракціонування розплаву масова кристалізація рудних фаз привела до падіння змістів TiO2 до 2,5% при залозистого близько 4 (обр. G9612/6). У ході фракціонування, як видно з діаграм оксид - FeO /MgO (рис.2), зростають змісту SiO2 від 45 до 55%, K2O від 0,4 до 1,6%, P2O5 від 0,1 до 0,65%, Na2O від 2 до 6%. Закономірно падає вміст Al2O3 від 17 до 14% і CaO від 12 до 6%. Точки складів базальтів хребта Шпісс добре апроксимуються єдиним трендом диференціації, що дозволяє говорити про збереження умов формування розплавів на всьому протязі хребта за час його існування. Про однорідності його мантійних джерела говорять незначно варіююча відносини некогерентних елементів, зокрема (La/Sm) n (1,6-2,1) і (Nb/Zr) n (0,8-1,2). Слід підкреслити, що на цей тренд потрапляють вулканіти з усіх випробуваних морфоструктур хребта в незалежності від їх текстурної-петрографічних особливостей. Це і слабо пористі різниці, і пористі лави, і піллоу, і надзвичайно пузирістий вулканічний шлак. Найменш диференційований зразок з хребта Шпісс (G9612/19) за рівнем SiO2, K2O і P2O5 близький до збагаченим базальту з рифтової долини Сах (станція G9624), однак помітно відрізняється від нього більш низькими концентраціями Cr, Cu, Ni, V, Zn, Co і Sc. Перелік власності