Реферат: Особенности вулканизма и геодинамика области тройного сочленения Буве - текст реферата. Скачать бесплатно.
Банк рефератов, курсовых и дипломных работ. Много и бесплатно. # | Правила оформления работ | Добавить в избранное
 
 
   
Меню Меню Меню Меню Меню
   
Napishem.com Napishem.com Napishem.com

Реферат

Особенности вулканизма и геодинамика области тройного сочленения Буве

Банк рефератов / Геология и геодезия

Рубрики  Рубрики реферат банка

закрыть
Категория: Реферат
Язык реферата: Русский
Дата добавления:   
 
Скачать
Архив Zip, 104 kb, скачать бесплатно
Заказать
Узнать стоимость написания уникального реферата

Узнайте стоимость написания уникальной работы

Особенности вулканизма и геодинамика обла сти тройного сочленения Бу ве (по соста вам базальтов ) Содержание · Аннотация · Введение · Структурное положение и характер изученности района Тройного соч ленения Буве · Петрография и минер алогия вулканитов и их пространственное распр остранение · Петро-геохимический сост ав вулк анитов · Основные петро-геохимиче ские группы базальтов , их пространственное ра спространение и геодинамические обстановки образ ования · Выводы · Литература Аннотация Рассматривается состав основных в улканитов района тройного сочленения Буве , которые могут быть разделены на шесть основных петро-геохимических групп . Наиболее распр остраненным типом являются базальты N-MORB, производны е деплетированного мантийного источника , встречен ные на всей изученной территории . Субщелочные вулканиты : гавай и ты и муджиериты , - сильно обогащенные литофильными элементами и радиогенными изотопами , слагающие вулканическое поднятие Буве , и близкие к ним базаль ты и андезито-базальты хребта Шписс , генериров анные в обогащенной более глубинной мантии . Относительно сла б о обогащенные баз альты (T-MORB), являющиеся продуктами смешения расплавов двух первых типов , распространены в приос евых частях САХ , АфАХ и АмАХ . Базальты близкие по степени обогащения литофильными эл ементами-примесями вулканитам хребта Шписс и острова Був е , но более богатые в сравнении с ними калием , фосфором , титано м , хромом . Они развиты в пределах структур растяжения : рифтовая долина АфАХ , грабены Восточной области дислокаций , линейное поднятие между хребтом Шписс и вулканом Буве . Их исходные расплавы , в е роятно , форм ировались из вещества плюмов , растекавшегося от основных каналов и претерпевшего мантийную флюидно-магматическую дифференциацию . Вулканическая серия от базальтов до липаритов , характер изующаяся низкими содержаниями литофильных элеме нтов и особ е нно низкой концентрац ией титана , распространенная на горе Шона и на других структурах сжатия в пределах Антарктической и Южно-Американской плит вбли зи ТСБ . В отличие от четырех предыдущих типов , имеющих толеитовый тренд дифференциации , характеризуется изв е стково-щелочным трендом . Их родоначальные расплавы могли быть также связаны с веществом плюмов , но в дальнейшем испытали интенсивную флюидо-магматич ескую дифференциацию и ассимиляцию субстрата в условиях закрытых магматических камер на уровне верхней мант и и . С другой стороны гора Шона может быть фрагментом древней океанической островной дуги . Обогаще нные базальты , отличающиеся от других обогаще нных типов очень высокими концентрациями фосф ора и радиогенных изотопов , слагающие тектони ческое поднятие вблизи с о членения трех рифтов . Таким образом , основными фактор ами , определяющими разнообразие составов вулканит ов в данном районе являются гетерогенность мантийных источников , плюмовая активность , слож ная геодинамика района тройного сочленения , в ызывающая напряжен н ые состояния в прилегающих участках плит и геологическая предыстория региона . Низкая скорость спрединга и , следовательно , недостаточно эффективное пере мешивание неоднородного мантийного материала обу славливает сильные пространственные вариации сос тавов ба з альтов . Введение В пределах Миро вого океана имеется всего несколько областей , где происходит одновременное сочленение тре х различных океанических плит . Как правило , это слож но построенные области , характе ризующиеся сочетанием разнотипных морфоструктур и разнообразным магматизмом . Последний несет особенности магматической системы и состава м антии того или иного срединно-океанического х ребта . Изучение магматизма тройных сочлен е ний дает уникальную возможность проследи ть особенности мантийной геодинамики взаимодейст вующих литосферных плит при образовании океан ической коры в срединно-океанических хребтах . В районе тройного сочленения Буве (ТСБ ) на процесс образования коры дополнит е льно накладывается плюмовый магматизм . Зд есь находится активное вулканическое поднятие (остров Буве ), рассматриваемое как океаническая горячая точка . Кроме того , непосредственно к северу от области тройного сочленения расположены многочисленные подводные г оры и поднятия (Дискавери , Шона и д р .), сложенные базальтами , имеющими нерифтовую п рироду . Как известно , базальты , наиболее распростр аненные породы верхов океанической коры , несу т информацию не только о процессах фракци онирования и об условиях их излияния на морском дне и последующем изменении , но также и об особенностях вещественного состава и строения мантии . Их изучение да ет возможность охарактеризовать процессы формиро вания океанической коры и провинциальные особ енности базальтового магматизма , изучит ь геодинамические условия развития области ТСБ . Структурное по ложение и характер изученности района Тройног о сочленения Буве Тройное сочленение Буве , расположенное в Южной Атл антике примерно на 55 o ю.ш ., представляет собой место стыковки Южно-Американской , Африканской и Антарктической плит . Целенаправленное изучение тройного сочленени я Буве с помощью эхолотирования и магнито метрии впервые проводилось в 1974 г . [ Sclater et al., 1976 ]. В 18-м рейсе НИС "Академик Николай Страхов " в 1994 г . детально исслед овались структуры Срединно-Атлантического хребта ( САХ ), северной части хребта Шписс , а также Африкано-Антарктического хребта (АфАХ ) на учас тке между разломами Буве и Мошеш [ Мазарович и др., 1995 ; Пейве и др., 1994 , 1995 ]. В 1995 г . английскими исследовател ями с помощью сонара бокового обзора изуч ались область ТСБ и хребет Шписс [ Mitchell and Livermore, 1998 ]. Дополнительный фактический материа л был получен на НИС "Геленджик " в 1996 г . [ Пейве и д р., 1999 ; Carrara et al., 1997 ; Ligi et al., 1997 , 1999 ]. В результате прове денных работ могут быть выделены четыре о сновных морфоструктурных провинции : а ) структуры САХ ; б ) структуры АфАХ и район их сочленения с САХ ; в ) структуры АмАХ ( Американо-Антарктический хребет ) и район их со членения с САХ ; г ) зона сочленения палеост руктур САХ , АфАХ и АмАХ . Мы также рассм отрим составы вулканитов подводной горы Шона . Это изометричное поднятие , находящееся в 200 км к западу от оси САХ на широт е 54 o 30 и не входящее непосредственно в область ТСБ , но представляющее интерес для понимания процессов, протекающих в области ТСБ ( рис. 1 ). Структуры САХ представлены тремя сегментами рифтовой до лины между 53 o 20 ю.ш . и 54 o 55 ю.ш . и параллельными им грядами и депрессиями северо-северо-западного простирания . Южный сегмент рифтовой долины разветв ляется на два небольших трога : западный с простиранием близким к оси АмАХ и восточный - к прос тиранию оси АфАХ . Они также являются арено й рифтового вулканизма . Кора , образованная в САХ , характеризуется достаточно закономерным чередованием линейных магнитн ых аномалий , которые в восточном направлении прослежены до хроны C3Bn [ Ligi et al., 1999 ], что соответствует возрасту око ло 7 млн лет [ Cande and Kent, 1995 ]. Структуры АфАХ и район их сочленения со структурами САХ . Африкано-Антарктический хребет в изученном рай оне представлен двумя сегментами , смещенными вдоль разлома Буве . Осевая часть восточного сегмента и меет высокоприподнятую , мелкую , асимметричную рифтовую долину . К ее западно му флангу подступают структуры обширного тект оно-вулканического поднятия Буве , венчающегося вул каном Буве . Западным сегментом АфАХ является хребет Шписс шириной до 55 км , ограничен н ый крутыми ступенчатыми склонами . Вершинная поверхность хребта лежит на глуб инах 1400-1700 м . В центральной части имеется кру пная вулканическая постройка размером более 15 км в диаметре , слегка вытянутая в ВЮВ направлении с кальдерой размером 1 2,5 к м . Вершина вулкана находится на глубине 800-900 м . Для хребта Шписс характерно множество конусовидных поднят ий , представляющих собой , по-видимому , небольшие вулканы . Осевая часть хребта отличается исключительно высокими зна чениями аномального магнитного поля , существенно превышающими таковые в пределах рифтовой долины САХ , что , видимо , связано с интенс ивным сов р еменным вулканизмом в п ределах этой структуры . В юго-западной части хребта вплоть до его подножия может бы ть выделена еще одна хрона (C2n), простирание которой соответствует простиранию хребта Шписс . Таким образом , можно допустить , что возраст этого хребт а не древнее 2-2,5 млн лет . Между хребтом Шписс и поднятием Буве протягивается ряд поднятий , косо расположенн ых по отношению к структурам АфАХ . Наиболе е крупное из них линейное поднятие длиной около 120 км начин ается южнее разлома Буве и тянется к острову Буве . Зона сочленения палеоструктур АфАХ и САХ осложнена развитием так называемой Восточной области дислокаций . Последняя находится к северу от до лины разлома Буве , между ним и структурами с простираниями САХ . Зона дислокаций пред ставлена крутосклонными п однятиями , часто имеющими в плане форму вытянутого треугольни ка , и разделяющими их цепочками депрессий . Эти депрессии имеют грабеновую природу [ Ligi et al., 1999 ]. Структуры АмАХ и район их сочленения со структурами САХ . Наиболее крупной структурой Американо-Антарктическ ого хребта в изученном районе являетс я разлом Конрад , к которому с севера п римыкает наиболее западный сегмент АмАХ . Осев ая часть АмАХ в этом сегменте представлен а глубокой рифтовой долиной , сменяющейся к северу Граничным прогибом - широкой депрессией , косо расположенной по отношению к рифту. Прогиб сочетает в себе признаки левостороннего сдвига и косого спрединга . Между рифтовой долиной и разломом Конрад развито обширное поднятие внутреннего угла , имеющее уплощенную вершину , которая в запад ной части надстраивается конусовидной постройкой . На п ротивоположной стороне рифта развито поднятие внешнего угла , также венча ющееся конусовидной постройкой . За этими подн ятиями наблюдаются структуры с простираниями АмАХ вплоть до участков коры с возрастом около 6,5-7 млн лет (магнитная хрона C3An) [ Ligi et a l., 1999 ]. Район сочленения палеоструктур САХ и АмА Х имеет сложно е строение . На крайнем западе района рифто вые горы АмАХ непосредственно переходят в рифтовые горы САХ . Ближе к Граничному п рогибу многие структуры как САХ , так и АмАХ деформированы , что проявилось в измене нии их простираний . По мнению , высказ а нному в работе [ Сколотнев, 2000 ], такое строение дн а отр ажает обстановку сжатия при его формировании . Зона сочленения палеоструктур С АХ , АфАХ и АмАХ ограничена с юга пассивными отрезками разломов Конрад и Буве , а с севера двумя трогами , на которые разветвляется южное окончание САХ . В северной части зоны м ежду двумя этими трогами развито поднятие , осложненное более мелкими структурами с простиранием характерным для САХ . В ее южной части контактируют структуры с простираниями АмАХ и АфАХ , при этом они на протяжении 35 км сдвинуты друг относительно друга . Эт а часть Антарктической плиты также характеризуется обстановкой сжатия [ Сколотнев, 2000 ]. Гора Шона располож ена в районе 54 o 32 ю.ш . 5 o 50 з.д . Она состоит из двух поднятий , главное из которых имеет округлую форму с ровн ой вершинной поверхностью . Диаметр у осно вания - 9 км , минимальная глубина вершины 925 м . К востоку от него расположены 2 мелки х вулканических конуса 1 км диаметром и гл убиной 1500 м . Второе поднятие глубиной 1650 м ра сположено юго-восточнее . В вершинной части име ется два кратера диаметром менее 1 км и глубиной около 100 м . Это поднятие ограничено на севере тектоническим уступом СЗ простирания . Таким образом , строение океанского дна в районе ТСБ отличается большой сложностью и характеризуется широким распространением с труктур не типичных для греб невых час тей срединно-океанических хребтов , развитых как на дивергентных границах , так и внутри плит . Это не позволяет однозначно трактовать геодинамику этого района и его геологиче скую эволюцию . Существует несколько моделей г еологического развития района тройного сочленения Буве [ Apotria and Gray, 1985 , 1988 ; Kleinrock and Morgan, 1988 ; Sclater, 1976 ]. Модели , учитывающие результаты последних исследований , приведены в работах [ Пейве и др., 1999 ; Сколотнев, 2000 ; Ligi et al., 1999 ]. В них показано , что ус тойчивое развитие тройного сочленения при кон фигурации хребет-разлом-разлом , продолжавшееся около 20 млн лет , нарушилось около 10 млн лет наза д . С тех пор ТСБ неоднократно меняло с вою конфигурацию , при этом периодически возни кали напряжен н ые состояния на уча стках плит , примыкающих к тройному сочленению . Общая направленность развития состоит в проградации АфАХ и АмАХ к северу и ми грации вулкано-тектонической активности САХ в этом же направлении . 2-2,5 млн лет назад разви тие тройного сочлене н ия осложнилось плюмовой активностью , локализованной в район е хребта Шписс . Современная конфигурация трой ного сочленения сложилась около 1 млн лет назад , при этом по нашему мнению [ Пейве и др., 1995 ] ТСБ не может быть аппроксим ировано одной точкой , а представляет собой обширную область взаимовлияния различных структур в пространстве и во времени . Петрография и минералогия вулканитов и их пространственное распространение В пределах Афри кано-Антарктического хребта базальты и их бол ее кислые дериваты получены из рифтов ой долины к юго-востоку от разлома Буве и с ближайших к ней рифтовых гор , с бортов разлома Буве , а также с хребта Шписс . На хребте Шписс опробована крупная вулканическая по стройка в привершинной кальдерной (с танци и G9611 и G9612) и в нижней части ее склона (станция G9613), также получены образцы с несколь ких более мелких вулканов ( рис. 1 , табл. 1 ). Два из них располага ются на одной линии по обе стороны от кальдеры Шписс (на западе - станция G9614, на востоке - станция G9616) и , возможно , маркируют ра зломную зону . К северу от кальдеры в о севой части хребта Шписс и зучен побоч ный вулкан (станция G9615). Поднятые образцы отлича ются , прежде всего тем , что среди них п реобладают сильно пористые разности . Вулканиты с пористостью около 10-15% в виде фрагментов пиллоу встречены на станции G9615. Более порист ые разности (20- 50%) образуют пиллоу причудливо й уплощенной формы с несколькими зонами з акалки внутри пиллоу , с многочисленными крупн ыми пустотами , а также являются фрагментами кровлевой части лавовых потоков типа пахое- хое . Они обладают отчетливой флюидальной текс турой, обусловленной субпараллельным распо ложением вытянутых везикул и распространены , главным образом , в прикальдерной части вулкан а . Наиболее пористые образования (до 80%) встречен ы в виде угловатых обломков небольших раз меров (до 8-10 см ) и представляют собой вулканический шлак . При разламывании они издают запах сероводорода . Наименее пористые базальты (2-3%) драгированы в нижней части крупного вулкана (станция G9613). Таким образом , отчетливо проявляется зависимост ь пористости вулканитов , слагающих пиллоу и л авовые потоки , от их гипсометрического положения : чем выше по склону расположены базальты , тем больше их пористость . Среди поднятых вулканитов преоблада ют афировые разности , часть из них содержи т небольшое количество , как правило , не бо лее 1% вк рапленников плагиоклаза , оливина и клинопироксена . С помощью микрозонда изучены составы единичных зерен плагиоклаза : An 66 в образце G9614/27, клинопир оксена : Fs 20 в образ це G9612/30 и оливина : Fo 86 в образце G9616/4 ( табл. 2 , 3 , 4 ). Структура основной массы изученных вулканитов отличается , как правило , плохой степенью раскристаллизации и состоит из ме лких микролитов плагиоклаза состава An 42-48 ( табл. 2 ), клинопироксена , иногда ок рашенного в розоватый ц вет , и рудного минерала . Для сильно пористых разностей , слагающих шлаки и кровлевые участки лавовых потоков , свойственна гиаломелановая структура основной массы , характеризующаяся обильным выде лением тончайших кристаллитов рудного минерала в слабо раскрис т аллизованном матри ксе . Степень изменения вулканитов хребта Шписс находится в определенной зависимости от их текстурно-структурных особенностей . Сла бо и умеренно пористые разности имеют све жий облик , в них отмечается лишь небольшое количество гла уконита ( табл. 5 ), частично заполняющего ве зикулы в п ределах зоны темного гало , развитого вдоль трещин контракции пиллоу . С ильно пористые разности часто имеют красный цвет в силу обильного осаждения в ни х окислов и гидроокислов железа . В некотор ых окисленных образцах наблюдаются также весь ма специфические н о вообразования , даю щие тонкодисперсные выделения желтого цвета н а поверхности отдельных везикул . Это полимине ральный агрегат , состоящий из очень мелких (~1 мк ) плохо раскристаллизованных зерен , что за трудняет определение их состава . В табл. 5 приведены наиболее коррек тные результаты микрозондового анализа эт их новообразований . Они наиболее близки к клинопироксену и ортоклазу . Новообразования подоб ного вида и близкого состава описаны сред и молодых наземных базальтов , как продукты пневматолитового метасоматоза [ Сколо тнев, 1984 ]. Имеются также очень сильно изме ненные вулканиты , преобразование которых пр оисходило в пределах термальных площадок . В образце G9612/30 широко развит палагонит по стеклу , в образцах G9612/29, 34 - агрегаты цеолита и барита , в образце G9614/35 стекло замещается но нтронитом ( табл. 5 ). Таким образом , анализ текстурно-структурных особенностей вулканитов хребта Шписс позволяет предполо жить , что в ходе становления этого хребта типичные подводные излияния пиллоу лав при наращивании конуса вулканич еской постройки сменялись излияниями менее вя зких лав , дающих при застывании сильно пор истые вулканиты , формирующиеся в сильно окисл ительной об с тановке . Вероятно , что раньше часть кальдеры Шписс выступала над поверхностью океана , о чем свидетельствуют продукты пневматолитового метасоматоза и гиаломе лановая структура основной массы . В результат е активной поствулканической деятельности в п рикальдер н ой части происходили окисле ние и гидротермальные изменения шлаков и базальтов . Петрографическая характеристика вулканитов с сегмента АфАХ , расположенного юго-восточнее разлома Буве , из ри фтовой долины (станции S1815-17, 22-27, 30, 31, 36, 37), с флангов х ребта (станции S1828, 29, 32, 33, 35, 40-44) и со склонов по днятия острова Буве (станции S1813, 14, 19-21) приведена в предыдущих работах [ Пейве и др., 1995 ]. Важно подчеркнуть следующее . Ка менный материал , поднятый со склона поднятия , близок к таковому , полученному со склоно в кальдеры Шписс . Существенным отли чием является наличие большого объема гальки , в форме которой подняты вулканиты , а также сравнительно большое количество метабазальтов (обр . S1814/51-56, S1821/31) с хлоритом и с сульфидами . По следний факт свидетельствует о том , что по днятие острова Буве и меет тектоно-ву лканическую природу . Среди базальтов , поднятых из рифтовой долины , преобладают умеренно и слабо пористые разности . Там , где рифтова я долина пересекает поднятие острова Буве , возрастает роль окатанного материала и сил ьно пористых вулканитов. Разнообразие фланговых базальтов в целом совпадает с т аковым для рифтовой долины , но среди них больше измененных пород . Разлом Буве деталь но опробован в 18-м рейсе на одном прот яженном поперечном профиле драгирования (станции S1806-S1812). Следует отметит ь , что среди получ енных базальтов преобладают непористые или сл або пористые , измененные разности , содержащие хлорит , смектит , карбонаты . На станциях S1807 и S1810 поднято небольшое количество сильно пористых вулканитов , в том числе похожих на вулк анически е бомбы . В Срединно-Атлантическом хребте детально опробована риф товая долина (станции S1848-S1853, S1861-S1864, G9624-G9626) ( рис. 1 , табл. 1 ). Получены свежие непорист ые или слабо пористые афировые и сильно порфировые базальты . Среди вкраплен ников преобла дает плагиоклаз . В базальтах станции G9626 его количество достигает 30%. В ме ньших количествах развит оливин , еще реже встречается клинопироксен . Изученные составы вкра пленников - для Pl-An 86 , Ol-Fo 78-80 . В образце G9624/15 измерены также микролиты плагиок лаза и клинопироксена , соответственно An 67 и Fs 21 ( табл. 2 , 3 , 4 ). Из вторичных минералов в н ебольших количествах в зонах темного гало пиллоу развит только гла уконит ( табл. 5 ). Фланги этого хребта опробованы на трех станциях (S1857, S1866, S1867). Полученны й базальтовый материал охарактеризован в пред ыдущих работах [ Пейве и др., 1995 ], в отличие от рифтовых база льтов он отличается большой степенью вторичны х изменений . На юго-западном фланге САХ распо лагается поднятие Шона , которое было опробова но на двух с танциях : G9608 - из привершинной части конусовидной постройки и G9609 - со скло на хребта , на котором располагается эта по стройка ( рис. 1 , табл. 1 ). Полученный вулканический материал , представленный широким диапазоном сос тавов от базальтов до липаритов , по внешне му виду во многом похож на вулканиты хребта Шписс , поскольку среди него также р езко преобладают по ристые разности . Среди наименее пористых базальтов по характеру изменений выделяются две группы . Во-первых , это базальты , которые характеризуются развитием смектита , цеолитов , хлорита , актинолита (обр . G9608/3, 4, 45, 48, 52, G9609/2), то есть относительн о глубинных вторичных минералов , при этом образец G9609/2 н есет признаки непосредственного отрыва от скл она . Это - порфировые разности , содержащие замет ные количества (4-8%) либо Ol, Pl, Cpx (обр . G9608/3), либо только Ol (обр . G9608/48, G9609/16), либо то л ько Pl (обр . G9608/45, 52, G9609/2). В образцах G9608/48 и G9609/16 изучены составы оливинов , в первом - это Fo 69-73 , во втором - Fo 82-83 , а в образце G9609/16 и с остав субфенокриста плагиоклаза - An 60 ( табл. 2 , 3 ). Вторая группа слабо пористых базальтов объединяет свежие разновидности , в которых в небольших количествах могут быть гидроокислы железа и глауконитоподобные минералы (обр . G9608/5, 51, 55, G9609/3, 5, 10, 16), как правило , формирующие ся в придонных условиях . Среди них имеются афировые (обр . G9608/51, G9609/3, 5) и порфировые разности : c Opx, Cpx, Pl (обр . G9608/5, G9609/10), а такж е c Ol и Pl (обр . G9608/55). Составы вкрапленников изучены и составляют для плагиоклаза - An 87-92 , для клинопироксена - Fs 16 , для ортопироксена - Fs 26-30 и для оливина - Fo 73 . Состав субфенок риста оливина в образце G9608/55 составляет Fo 63 ( табл. 2 , 3 , 4 ). Среди сильно пористых разностей преобладают более кислые , чем базальты вулк аниты . Наиболее пористые из них представляют собой вулканический шлак , при этом некоторые образцы имеют причудливые формы , на поминающие вулканические бомбы . Многие вулканиты из этой группы имеют красноватый и и нтенсивно красный цвет в силу окисления м атрикса , имеющего гиаломелановую структуру , либо осажде н ия гидроокислов железа на стенках пор . Среди них встречены афировые (обр . G9608/8, 13, 15, 25, 28, 37, 42, 43, G9609/18) с редкими вкрапленниками Pl-Px-Ol (об р . G9608/27, 29, G9609/11) и Pl порфировые разности (обр . G9608/31). В а ндезито-даците G9608/58 н а ряду с вкрапленник ами плагиоклаза встречены вкрапленники роговой обманки . В сильно окисленных породах вкрапл енники оливина опацитизированы . В табл. 2 , 3 , 4 приведены составы некоторых вкр апленников плагиоклаза - An 86-96 , клинопироксена - Fs 19 , ортопироксена - Fs 39 и оливина - Fo 79. Таким образом , структурно-текстурный анализ полученных вулканитов позволяет предположить , ч то поднятие Шона имеет тектоно-вул каничес кую природу . Вероятно , вулканическая постройка центрального типа при своем формировании в основании имела базальтовую толщу , сложенную непористыми диагенетически измененными базальта ми . Эти базальты сейчас выведены на уровен ь дна в результате после д ующих тектонических движений . О большом размахе п оследних свидетельствует тот факт , что наряду с базальтами драгированы также габброиды . В ходе наращивания высоты вулканической по стройки формировались все более пористые вулк аниты . Аналогично с хребтом Шпи с с имеются те же основания для предположени я о том , что вершина вулкана выступала над поверхностью океана . Дополнительными аргуме нтами в пользу этого является также оката нность некоторых образцов и плоский характер вершины поднятия , что могло быть вызвано м орской абразией . В пределах Американо -Антарктического хребта опробовано т олько поднятие внутреннего угла , откуда получ ено небольшое количество вулканического материал а . Драгирование было проведено в нижней (с танция G9602), средней (станция G96 04) и верхней ( станция G9605) частях склона ( рис. 1 , табл. 1 ). Среди вулканитов выделяю тся слабо пор истые , преимущественно афиро вые , измененные базальты с хлоритом или см ектитом в качестве вторичных минералов , предс тавленные небольшими окатанными обломками (обр . G9602/1-4, 11-15, G9604/49, 51, 53-56); сильно пористые афировые андезито-базаль ты , иногда в с тречающиеся в виде вулканических бомб (обр . G9602/5-7, G9604/50, 52, 76, 77); и дациты с небольшим количеством мелких вкрапленников п лагиоклаза и роговой обманки (обр . G9605/1). Дациты встречены в виде слабо окатанных обломков в составе брекчии с песчано- г линистым цементом . С верхней части склона подняты также габброиды и ультрабазиты , выведенные на э тот уровень в результате интенсивных тектонич еских движений . Возможно , раньше вершина подня тия находилась выше уровня моря , о чем свидетельствует ее абразион ный характер и галечный материал , в виде которого по днята большая часть выше описанных пород . Вероятно , обнаруженные сильно пористые андезито-ба зальты и дациты характеризуют вулканизм центр ального типа , в ходе которого сформировалась конусовидная постройк а на западном окончании углового поднятия . Район сочленения пал еоструктур Американо-Антарктического и Африкано-Антарк тического хребтов имеет сложное строение , обусловленное наложенными внутриплитными тектоническими движениями [ Сколот нев, 2000 ]. Из четырех станций драгировани я , проведенных в этом районе , две (G9620 и G9621) характеризуют борта пассивной части разлом а Буве , одна (G9619) небольшое поднятие , относящееся к АмАХ , и еще одна (G9610) расположена на склоне поднятия , являющегося реликтовой структу рой САХ ( рис. 1 , табл. 1 ). На станции G9610 подняты слабо пори стые (пористость 2-4%, редко до 10%) афировые (обр . G9610/1 -15, 17, 23, 29-36) и оливин-плагиоклаз порфировые (обр . G9610/16, 18-22, 24-28) базальты . Некоторые базальты очень све жие , аналогичные таковым , поднятым в рифтовой долине САХ (обр . G9610/1-12). Другие в той или иной мере изменены . В частности в образце G9610/30 развит смектит близкий к са пониту ( та бл. 5 ). В этом же образц е определен состав микролитов клинопироксена , имеющих отчетливую розовую окраску . По своему составу они относятся к титаноавгитам с большим содержанием TiO 2 (5,05-5,32%) ( табл. 4 ). На станции G9619 базальты отличаются большим разнообразием текстур и структур . Среди н их выделяю тся следующие разновидности : не пористые плагиоклаз порфировые (обр . G9619/1-4, 23), пористые (15-20%) афировые (обр . G9619/10-14) и оливин-плагиоклаз порфи ровые (обр . G9619/5-9, 15, 16). Помимо базальтов драгированы более кислые вулканиты , содержащие вкра п ленники Ol, Cpx, Pl и иногда роговой обманки , о тличающиеся сильной пористостью (до 80%) (обр . G9619/18-21). Измеренные составы вкрапленников в базальте (G9619/16) и в более кислом вулканите (G9619/20) заметно отличаются . В образце G9619/16: центр вкраплен н ика Pl-An 89 , край - An 81 , у микролита - An 72 , оливин : вкраплен ник - Fo 85-87 , субфенокрис. - Fo 82 . В образце G9619/20: Pl-An 91 , Ol-Fo 66 , Cpx-Fs 14-15 ( табл . 2 , 3 , 4 ). Из вторичных минералов в б азальтах обнаружены глауконит ( табл. 5 ) и смектит . Вулканический материал , поднятый на станц иях G9620 и G9621, близок между собой . Среди базаль тов также имеются непористые афировые (обр . G9620/10-12, 18, 19, G9621/6, 7, 10-12) и оливин-плагиоклаз порфиров ые (о бр . G9620/1-9, 13-17, G9621/4, 5, 9) и пористые (10-15%) афировые (обр . G9620/21, 22, G9621/1, 2) и плагиоклаз порфировые (обр . G9621/3) представители . В афировых разностях встречаются отдельные вк рапленники Pl, Ol, Cpx. На станции G9620 подняты такж е очень пористые породы (60-80%), представленные окисленными шлаками красного цвета (обр . G9620/25-27) и вулканическими бомбами (обр . G9620/23, 24, 28). Последние имеют кислый состав (до дацитов ) и сод ержат небольшое количество вкрапленников Pl, Ol, Cpx. И з учены составы вкрапленников в 4 о бразцах , при этом они группируются в две группы в независимости от их текстурно-ст руктурных особенностей . В образцах G9620/6, 9 - An 85-89 , Fo 83-84 , Fs 10 , а в образцах G9621/1, 4 - An 85-91 , Fo 76 , Fs 15 ( табл. 2 , 3 , 4 ). Большая часть вулканитов слабо изменена , в них встречается в небольших количествах лишь глауконит ( табл. 5 ). Ряд образцов тектонизиро ваны и содержат хлорит (обр . G9620/7, 20). Базальты из зоны со членения палеоструктур АмАХ и САХ (станции S1854-56) в целом близки к так овым , встреченным на флангах САХ . Район сочленения палеостр уктур САХ и АфАХ охарактеризова н только одной станцией - G9617 ( рис. 1 , табл. 1 ), приуроченной к тектониче скому эскарпу , представляющему собой борт одн ой из грабенообразных депрессий . Полученные п ри драгировании преимущественно афировые и практически непористые базальты отличаются д руг от друга степенью свежести . Часть из них несет только продукты поверхностного изменения (палагонит ) (обр . G9617/1-11), другие в замет ных количествах содержат хлорит , карбонаты ( табл. 5 ), кварц , пирит и иногда халькопирит и борнит (обр . G9617/12-33) и т аким образом , по-видимому , характеризуют нижние горизонты базальтового разреза . Базальты с хлоритом тектонизированы , разбиты многочисленными трещинами кливажа . Три станции характеризуют три различных хребта , простирающихс я между поднятием Шписс и островом Буве (станции G9618, 22, 23) ( рис. 1 , табл. 1 ). Полученный каменн ый материал близок между собой и близок к таковому , распространенному на выше назва нных поднятиях . Это в основном пористые и сильно пористые слабо оливин-плагиоклаз порф ировые разности базальтов и более кислых вулканитов . Часть из них окрашена в красны й ц в ет в силу интенсивного ок исления , другие заметно палагонитизированы (обр . G9623/1, 2). Небольшое количество базальтов менее порис тые и более измененные , содержащие уже сме ктит (обр . G9618/7, G9622/6). Выше были приведены составы вкрапленников и микролитов из некоторых вулканитов . Их количества недостаточно для корректных выводов о характере изменчивости состава мине ралов , в то же время следует отметить некоторые намечающиеся тенденции . Наиболее железистые вкрапленники оливина встречены среди вулканитов по днятия Шона . Для крупных вкрапленников - это Fo 72-80 , для мелких - Fo 62-67 . Такие же оливины имею тся в аналогичных вулканитах , но на других структурах из зоны сочленения палеоструктур САХ , АфАХ и АмАХ . При этом с наибо лее железистыми вкрапленниками оливина ассо циируют наиболее основные вкрапленники плагиокла за - An 86-96 . Наиболее м агнезиальные фенокристы оливина (Fo 86-87 ), встречены среди деплетированных базальтов , вкрапленники плагиоклазов в них в целом более кислые (An 85-89 ), чем на поднятии Шона . Вкрапленники ортопироксена имеются только в вулканитах , развитых на поднятии Шона и аналогичных им . Все изученные микролиты клинопироксена отличаются от вкрапленников б ольшей железистостью и имеют высокие концентр ации титана , при этом , чем более об о гащенный базальт , тем эта концентрация выше . Изученные вкрапленники рудного минерала относятся к титаномагнетиту ( табл. 6 ). Заметно боле е высоким содержанием TiO 2 (29,91%) выделяются зерна из образца G9610/30, к оторый представляет базальты , также заметно о тличающиеся по составу от других вулка нитов . В изученных вулканитах было вст речено несколько зерен шпинели . По соотношени ю хромистости (40-51) и магнезиальности (40-70) они попад ают в поле составов шпинелей из мантийных перидотитов , однако высокие концентрации тит ана свидетельствуют о воздейс т вии на них базальтового расплава ( табл. 7 ). Петро-геохимический состав вулканитов Вещественный состав пород в районе ТСБ изучался в ряде морских экспедиций [ Dick et al., 1984 ; Dickey et al., 1977 ; Le Roex et al., 1983 , 1985 , 1 987 ]. Выявлены значительные ва риации составов лав от пикритов до ферроб азальтов . Было показано , что подъем мантийного плюма Буве привел к формированию в н епосредственной близости от него провинций ба зальтов , обогащенных легкими редкоземельными элем ентам и , с изотопными отношениями 87 Sr/ 86 Sr и 143 Nd/ 144 Nd соответственно выше и ниже , чем N-MORB. Эти выводы в основном базируются на данных изучения базальтов из осевых частей срединно-океанических хребтов . Мы рассмотрим составы базальтов , поднятых в пределах р азличных структур из гораздо более обширной области , что позволит проа нализировать вулканизм этого района в значите льно большем возрастном диапазоне . Базальты южной части САХ ( табл. 8 ) в пределах осевой (ри фтовой ) зоны характер изуются сравнительно однородным составом . Это преимущественно свежие слабо и умеренно фракционированные толеитовые базальты типа N-MORB ((La/Sm) n 0,7-1,0, (Nb/Zr) n 0,3-0,7)) с преобладающей железистостью (FeO /MgO) около 1,2-1,4 (здесь и в дальней шем значения отношения (La/Sm) n приводятся по данным работ [ Пущаровский и др., 1998 ; Сущевская и др., 1999 ; Simonov et al., 1996 ]). Концентрации TiO 2 , K 2 O и P 2 O 5 закономерно возрастают соответстве нно от 1,1%, 0,2%, 0,08% в наименее дифференцированных раз ностях (обр . G9625/1 с железистостью 0,8) до 2,2%, 0,4%, 0,6% в наиболее дифференцированных базальтах с желе зистостью до 1,7-1,8 (рис. 2-4). Это свежие породы с потерями при прокаливании (п.п.п .) менее 1%. Со держание SiO 2 находится в пределах 48-50%, Cr 130-150 г /т, Sr 90-150 г /т , Rb 1-10 г /т . Несколько отличаются базальты станции G9624, в которых заметно более высокие концентраци и K 2 O (до 0,57%) и P 2 O 5 (до 0,24%), что позволяет отнести их к толеитам типа T-MORB. На вариационных д иаграммах базальты Срединно-Атлантического хребта за исключением существенно измененных разносте й образуют компактные поля или тренды , наи более отлича ющиеся от других вулканитов этого района более высоким содержанием FeO и более низким - Al 2 O 3 при тех ж е значениях коэффицие нта фракционирования FeO /MgO, а также менее быстрым тем пом накопления K 2 O ( рис. 2 , 3 , 4 ). Хребет Шписс сложен свежими , преимущественно пузыристыми базальтами и андезито-базальтами ( табл. 8 ). В отличие от базальт ов САХ они охватывают гораздо больший инт ервал фракциониров ания : от слабо фракцион ированных с железистостью 1,1 до сильно фракцион ированных разностей с FeO /MgO до 4. Преобладают значения 1,8-2,5. На диаграмме TiO 2 - FeO /MgO ( рис. 2 ) отчетливо прослеживается тренд фракционирования с резким накоплением TiO 2 от 2,16 % (обр . G9612/19) до 3,43% (обр . G9614/20). При дальнейшем фракционировании расплава массовая кристаллизация рудных фаз привела к падению содержаний TiO 2 до 2,5% при желез истости около 4 (обр . G9612/6). В ходе фракционирования , как видно из диа грамм окисел - FeO /MgO ( рис. 2 ), возрастают содержания SiO 2 от 45 до 55%, K 2 O от 0,4 до 1,6%, P 2 O 5 от 0,1 до 0,65%, Na 2 O от 2 до 6%. Закономерно падает с оде ржание Al 2 O 3 от 17 до 14% и CaO от 12 до 6%. Точки составов базальтов хребта Шписс хор ошо аппроксимируются единым трендом дифференциац ии , что позволяет говорить о сохранении ус ловий формирования расплавов на всем протяжен ии хребта за время его существов ания . Об однородности его мантийного источника говорят незначительно варьирующие отношения не когерентных элементов , в частности (La/Sm) n (1,6-2,1) и (Nb/Zr) n (0,8-1,2). Следует подчеркнуть , что на э тот тренд попадают вулканиты со всех опро бованных морфостр уктур хребта в независим ости от их текстурно-петрографических особенносте й . Это и слабо пористые разности , и пор истые лавы , и пиллоу , и чрезвычайно пузыри стый вулканический шлак . Наименее дифференцирован ный образец с хребта Шписс (G9612/19) по уровню SiO 2 , K 2 O и P 2 O 5 близок к обогащенным базальтам из рифтовой долины САХ (станция G9624), однако заметно отличается от него более низкими концентрациями Cr, Cu, Ni, V, Zn, Co и Sc. Перечисленные элементы имеют невысокие или пониженные концентрации во всех вулкани тах хребта Шписс , особенно это характе рно для хрома . От всех базальтов хребта Шписс по многим параметрам отличается образец G9614/22, где (Nb/Zr) n отношение соста вляет всего 0,38 и имеют место очень низкие концентрации TiO 2 и Na 2 O. По этим ос обенностям он близок к базальтам , широко распространенным на поднятии Шона , которые будут рассмотрены ниже . Вторым исключением является образец G9614/10, выделяющийся заметно более низкими содержаниями Na 2 O и очень высокими концентрациями хрома (около 250 г /т ), что сбл ижает его с обогащенными базальтами , встреченными в пре делах САХ . Со склон ов острова Буве нами драгирован ы базальты и андезито-базальты . Породы близког о состава широко распространены и на само м острове Буве . В работе [ Le Roex and Erlank, 1982 ], учитывая их субщелочной уклон , они классифицируются как гавайиты и мудж иериты . Поэтому в даль нейшем мы также будем применять такое название для этих пород . Основная масса гавайитов и муджиер итов острова Буве и его подводных склонов ложится на единый , протяженный тренд дифф еренциации по многим параметрам и , прежде всего , по таким генетически важны м , как TiO 2 , K 2 O и P 2 O 5 , совпадаю щий с трендом фракционирования вулканитов хре бта Шписс . Но в отличие от последнего он существенно более продвинутый , на самом острове встречены очень кислые вулканиты в плоть до риолитов [ Le Roex and Erlank, 1982 ]. Железистость гавайитов и муджи еритов варьируе т от 1 до 5, содержание SiO 2 от 48% до 55%, TiO 2 от 2,28% до 4,4% и снова падает до 1,52% у наиболее дифференцированных разностей , K 2 O от 0,8% до 2,3%, P 2 O 5 от 0,4% до 1,0% [ Симонов и др., 2000 ; Le Roex and Erlank, 1982 ]. Существуют и други е отличия между вулканитами хребта Шписс и острова Буве . На вариационных диаграммах SiO 2 , FeO , Na 2 O, Al 2 O 3 - FeO /MgO составы образцов с острова Буве образуют самостоятельные тренды с бол ее низкими концентрациями SiO 2 , FeO и Na 2 O и более высокими Al 2 O 3 субпар аллельные аналогичным трендам серии вулканитов с хребта Шписс ( рис. 2 , 3 , 4 ). Степень вторичных измене ний базальтов сильно варьирует (п.п.п . 0,1-2,4%). В тоже время , как видно , например , из соотнош ений K 2 O - п.п.п . ( рис. 5 ), отсутствует значимая кор реляция между этими параметрами , что позволяе т нам использовать содержания литофильных эле ментов как ср авнительную характеристику м агматических процессов . Вариации ряда литофильных элементов-примесей аналогичны таковым в база льтоидах хребта Шписс . Однако в наиболее д ифференцированных разностях вулканитов с острова Буве , каковых не было встречено на хр ебте Ш писс , отмечаются более высокие значения отношений некогерентных элементов ((La/Sm) n 2-3 [ С имонов и др., 2000 ; Le Roex and Erlank, 1982 ], (Nb/Zr) n 1,4-1,7, Zr/Y~7,3). Среди других элементов-примесей характерны очень низкие концентрации хрома и никеля , что сближает их с вулканитами хребта Ш писс и резко отличает от других базальтов этого района . Базальты рифтовой з оны Африкано-Антарктического хребта (АфАХ ) гораздо менее фракционированы , чем вулка ниты острова Буве (FeO /MgO 0,7-1,5), они не выходят за рамки собственно базальтов [ Диденко и др., 1999 ; Симонов и др., 2000 ; Le Roex et al., 1983 ]. В тоже врем я для ни х характерна чрезвычайная пестрота составов . Среди изученной коллекции выделяются четыре г руппы . Немногочисленная группа образцов близка по составу гавайитам острова Буве , и на вариационных диаграммах ( рис. 2 , 3 , 4 ) они попадают на соотв етствующие тренды изменения составов вулканическ ой серии острова Буве . Большая часть базальтов составляет группу , образующую самостоятельные непротяженные т ренды на этих вариационных диаграммах . Не достигая высоких степеней дифференциации , базальт ы из этой группы имеют тенденцию к бо лее быстрому накоплению калия и фосфора , ч ем гавайиты острова Буве , при этом для данных коэффициентов фракционирования содержа н ия K 2 O в них наиболее высокие среди всех базаль тов района тройного сочленения . Для данной группы также свойственны в целом более низкие значения CaO и глинозема и более высо кие TiO 2 , а по ва риациям в содержании натрия , а также по содержанию литофильных эле ментов-примесей Rb, Th, Nb, Ta [ Симонов и др., 2000 ] и отношениям (La/Sm) n 1,8-2,3, (Nb/Zr) n 1,0-1,6 они близки к вулканитам хребта Шписс . В то же время по существенно более высокому содержанию хрома и никеля базальты данной группы резко отличаются от базальтов и острова Буве , и хребта Шпис с . Небольшая груп па базальтов с заме тно более низкими содержаниями TiO 2 , K 2 O и P 2 O 5 не образует собственн ого тренда , не обнаруживая каких-либо закономе рностей в вариациях составов . Наиболее близки они к обогащенным толеитам типа T-MORB. Аномально высокие значения K 2 O (до 3,35%) в некоторых образцах станций S1824, S1825 и S1835 при низкой железис тости обусловлены высокой степенью их вторичн ых изменений . Подводная гора Шона по данным драгирования сложена разнотипными вулканитами ( табл. 8 ). Наиболее широко здесь распространены породы с очень низкими соде ржаниями TiO 2 (0,6-1,2%). В совокупности они образуют пологий и протяженный тренд дифференциации от базальтов (обр . G9608/25, 27, 51, 55, G9609/3, 5, 11) через андезиты (обр . G9608/5, 13, 24, 29, 31, 37, 45) и дациты (обр . G9608/28, 43, 58) к липаритам (обр . G9608 /8, G9609/12). Этот тренд резко отличается от трендов составов вулканитов хребта Шписс и острова Буве . При росте коэффициента дифференциации , сопровождающемся быстрым возрастанием содержани я кремнекислоты , происходит очень медленное н акопление TiO 2 (до 1,2 %), K 2 O (до 0,5%) и P 2 O 5 (до 0,15%), которые в целом остают ся низкими . Собственно базальты из этой гр уппы имеют в сравнении с базальтами хребт а Шписс несопоставимо более высокие концентра ции хрома (около 500 г /т ), более высокие с одержания ванадия и скандия , заметно бол ее низкие значения литофильных элементов (Sr, Zr, Y, Nb) и близкие содержания никеля . По мере диффе ренциации содержания Cr, V, Sc быстро уменьшаются , напрот ив , концентрации Sr, Zr, Y, Nb постепенно возрастают . Для этих вулканитов характерны н и зкие (Nb/Zr) n отношения 0,1-0,5. Среди этих вулканитов преобладают сильно пори стые образцы типа шлаков , вулканических бомб , пемзы , однако есть и типичные среднепори стые и слабо пористые породы . Они в ос новном свежие , некоторые сильно окислены . Остальные в улканиты горы Шона пре дставлены только базальтами , среди которых вы деляется несколько малочисленных групп . Сильнопор истый образец G9608/15 петрохимически близок к база льтам хребта Шписс , но имеет очень высокие концентрации хрома (535 г /т ), что более с ближ а ет его с базальтами рифтовой долины АфАХ . Два из изученных базальтов (обр . G9608/45, 52) близки к обедненным разностям то леитов . Для них также характерны низкие со держания TiO 2 , но в отличие от основной группы вулканитов го ры Шона они имеют еще более низки е концентрации калия . К слабо обогащенным разностям толеитов относятся базальты G9608/4 и G9609/2, которые отличаются от двух предыдущих групп более высокими концентрациями K 2 O (0,40%) и TiO 2 . Встречены два необычных состава базальтов (обр . G9608/3, 46). П ервый из них - су щественно оливин порфировый базальт , что и нашло отражение в низких содержаниях кремн екислоты и глинозема и в аномально высоки х концентрациях хрома и никеля . По уровню и соотношению в нем содержаний калия и фосфора он близок к обогащенным базальтам станции G9610. По этим параметрам к базальтам этой станции близки и изме ненные образцы G9608/24, 46. Следует отметить , что все базальты , отличающиеся от основной группы в улканитов горы Шона практически непористые , ч асть из них заметно изменена , н е которые несут признаки непосредственного отрыва от склона . В пределах линейного подня тия , протягивающегося от южной ч асти хребта Шписс в сторону острова Буве и , видимо , структурно связывающего их , под нято несколько базальтов существенно различного состав а (станция G9622). Большинство образцов это сильно дифференцированные высоко железис тые (FeO /MgO = 2,5) базальты , обогащенные TiO 2 (3,8-3,9%), K 2 O (1,7-1,8%), P 2 O 5 (0,6%), Na 2 O (3,9-4,3%) ( табл. 8 ). Отношения (Nb/Zr) n в них равны 1,3. По эт им и другим параметрам рассматриваемые базаль ты , как видно из графиков вариаций составо в (рис. 2-4), очень близки к тем базальтам рифтовой долины АфАХ , кото рые отличаются повышенными концентрациями K 2 O и P 2 O 5 . При этом след ует отметить , что образец G9622/2 имеет очень вы сокие концентрации хрома . Исключением является образец G9622/6, не выделя ющийся среди других представителей этой групп ы ни характером вторич ных изменений , н и текстурой . Он имеет низкие содержания TiO 2 (0,88%), Na 2 O (2,18%), K 2 O (0,28%), P 2 O 5 (0,07%) и железистость 1,8, что сближает его с вулканитами поднятия Шона . Отличительной особенностью вулканических пор од , драгированных на склонах ра злом а Буве , является чрезвыч айное разнообразие петрографических типов , поэтом у и петрохимические составы пород сильно различаются . В целом это слабо и умеренно дифференцированные породы с несколько пониже нным содержанием SiO 2 (44-46%) [ Симонов и др., 2000 ]. Степень вторичных изменений (п.п .п . 0,8 до 1,8%) соответствует таковой в базальт ах САХ . Из диаграммы TiO 2 - FeO /MgO ( рис. 2 ) видно , что базальты д ают два существенно различных тренда . Подавля юще е большинство попадает на тренд ди фференциации базальтов САХ с вариациями TiO 2 от 1,0% до 2,0%. Для н их характерны отношения (La/Sm) n 0,7-1,2 и (Nb/Zr) n 0,6-1, не выходящие за пределы составов базальт ов САХ . Поведение базальтов второй группы соответствует тренду характерному для базал ьтов горы Шона , где содержания TiO 2 не превышают 1% при FeO /MgO 1,6-2,6. О тношения (La/Sm) n и (Nb/Zr) n в одном из представляющих эту группу образцов составляют соответственно 0,93 и 0,81. В некоторых базальтах разлома Буве от мечается относительно большое количество вкрапле нников плагиоклаза . Это нашло отражение в их химическом составе - в повышенных конц ентрациях CaO и Al 2 O 3 . Основная часть базальтов из Восточной области дислокаций ( табл. 8 ), драгированных на станции G9617, характеризуется низкой степенью фракционирован ия 1,2-2,2 при высоком содержании TiO 2 (в среднем 2,3-2,4%). Низкие K 2 O (0,1-0,3%) и P 2 O 5 (0,1-0, 25%), (La/Sm) n и (Nb/Zr) n соответственно 1,2 и 0,7-0,9 сближают эти базальты с таковыми из рай она САХ . Все эти базальты отличаются широк им развитием хлорита и ряда других относи тельно высокотемпературных вторичных минералов , с формировавшихся при повышенных Р-Т условиях , вероятно , в глубине базальтового разреза . Это отразилось и на их составе , для д анных базальтов свойственно пониженное содержани е CaO и у некоторых повышенное - натрия . Исключение составляют образцы G9617/01 и G9617/06 с существенно повышенн ым K 2 O (1,0-1,4%), P 2 O 5 (0,3-0,4%), (La/Sm) n и (Nb/Zr) n соответственно 2,5 и 1,5-1,6. В этом отношении они близки к составу базальтов из рифт овой долины АфАХ , но по крайне низким концентрациям хрома совпадают с таковыми хреб та Шписс и острова Буве . Эти баз ал ьты отличаются от основной группы и по типу вторичных изменений . В них развиты в небольшом количестве только продукты низ котемпературных преобразований . Базальты в пределах самого восточного сегмента АмАХ можно разделить на 2 группы . Первая характеризуется единичными образцами G9604/54, G9602/03 с повышенными содержаниями TiO 2 (2,2-3,1%) и P 2 O 5 (0,2-0,4%) при от носительно низкой железистости - 1,6-1,9 ( табл. 8 ), и (Nb/Zr) n 0,4-0,6, (La/Sm) n 0,9-2,1. В целом они близки к слабо обогащенным базальтам южного окончания САХ . В этих базальтах относ ительно широко развит х лорит . Основная группа базальтов в различной степени дифференцирована (FeO /MgO 1,0-2,4), при этом содержания TiO 2 (0,8-1%) очень низкие , а K 2 O (0,4-0,53%), P 2 O 5 (0,08-0,09%), (Nb/Zr) n 0,3. Эти составы ложатся на тренд дифференциации ву лканитов горы Шона . Среди них обнаружены и более кислые разности с SiO 2 62%, которые также попадают н а этот тренд . Необходимо отметить , что в целом эти базальты менее изменены или даже свежие . Они имеют различный облик от непористых до сильно пузыристых , похожих на вулканические бомбы . Базальты , поднятые в пределах поднятия , находящегося меж ду двумя трогами , отходящими от южного окончан ия САХ (станция G9610), относятся к умеренно и сильно дифференцированным породам , FeO /MgO в которых варьирует от 1,2 до 4 ( табл. 8 ). Они подразделяются на 2 группы . Первая (обр . G9610/1, G9610/12) характеризуется низким и содержаниями литофильных элементов (K 2 O 0,3%, P 2 O 5 0,1-0,2%) и низк ими (Nb/Zr) n отношениями , соответствуя базальтам N-MORB САХ . Вторая группа существенно более обогащена K 2 O 1,1-1,4%, P 2 O 5 0,7-0,9% и имеет повышенные (Nb/Zr) n 1,32. При этом в образцах G9610/8, G9610/21, G9610/31 при низкой сте пени фракционированности отмечаются аномально вы сокие содержания P 2 O 5 (0,7-0,8%), Sr (500-600 г /т ). Их другая особенность - слабые вариации сод ержаний TiO 2 , Al 2 O 3 и CaO при дифференциации . Составы обог ащенных базальтов на вариационных диаграммах образуют самостоятельные тренды , не совпадающие с таковыми для вулканитов хребта Шписс и острова Буве . По содержа ниям Sr, Rb, Ba они попадают в поля составов базальтов анома лии 12-14 o в.д . [ Le Roex et al., 1992 ], но отличаются более низкими концентрациями Y и Nb. Базальты двух петрохимическ их групп различаются и по характеру втори чных изменений . Если первые практически свежи е с небольшим количеством глауконита , то в тор ые содержат смектит , что характеризует их в качестве представителей более глубо ких частей базальтового разреза . В зоне сочленения палеоструктур Американо - и Африкано-Антарктических и Срединно-Атлантического хребтов (станции G9619, G9620 и G962 1) подняты вулканиты трех геохимических типов ( табл. 8 ). Первый тип - это с лабо дифференцированные базальты , отвечающие N-MORB и не выходящие за пределы колебаний состав ов базальтов САХ в районе ТСБ (FeO /MgO 1-1,5, K 2 O 0,2-0,3%, P 2 O 5 0,07-0,15%, TiO 2 1,4-1,6%, (Nb/Zr) n 0,5-0,7). Вт орая группа базальтов отличается повышенными содержаниями литофильных элементов (K 2 O и P 2 O 5 ) и TiO 2 (2,5-3,0%), характерными для слабо обогащенных толеитов , в то же время они имеют сравнительно низкие отношения (Nb/Zr) n . Некот орые из этих базальтов характеризуются очень высокими концентрациями хрома (500-800 г /т ). Тре тья группа (G9619/2, 5, 10, G9620/23 и G9621/1, 4) с низкими с оде ржаниями TiO 2 (0,6-1,2%) и P 2 O 5 (0,07-0,1%) имеет также низкие (Nb/Zr) n отношения (0,2-0,3). Среди ни х встречены высоко дифференцированные разности , вплоть до дацитов . Вулканиты аналогичного с остава широко распространены в районе горы Шона . Проанализиро ваны в основном слабо измененные образцы , но представители третьей группы отличаются своей повышенной пористост ью от базальтов двух первых групп . Основные петро- геохимические группы базальтов , их пространс твенное распространение и геодинамические обстан овки образования Проведенное исследо вание показывает , что в районе тройного со членения Буве распространены очень разнообразные по составу вулканиты , среди которых преоб ладают б азальты . Для их классификации и разделения на группы мы руководствовались следующими соображениями . К элементам , характ еризующим мантийный источник первичных расплавов , относятся титан , фосфор , калий и ряд других некогерентных элементов (Nb, Zr, Y), отнош е ния которых слабо зависят от процессо в частичного плавления и фракционирования . По этому концентрации и отношения этих элементов являются главными критериями для подразделен ия вулканитов на группы . В то же время мы учитывали , что калий достаточно подвиж ен п ри подводном выветривании базал ьтов , поэтому породы с высоким содержанием воды не принимались во внимание при вы делении групп ; а поведение фосфора и титан а при очень высоких степенях дифференциации определяется осаждением из расплава апатита и Fe-Ti фаз . П оследнее накладывает о тпечаток и на распределение таких несовместим ых элементов как Nb, Zr, Y. К наиболее важным пар аметрам , используемым при характеристике мантийны х источников , относятся изотопные отношения и распределение редкоземельных элементов в вул к анитах . Мы не проводили собственн ых исследований в этом направлении , но в ряде случаев имеются опубликованные данные по той или иной группе пород . Вариации содержаний других элементов во многом зависят от характера дифференциации , при этом образуются дифф еренцированные вулканические серии , выделение которых было проведено в основном при анализе вариаци онных диаграмм элемент - коэффициент фракционирова ния (FeO /MgO). Вулканические серии образуют на диаграммах либо субпараллельные тренды , чт о говорит о близких условиях фракционирования , либо пересекаются друг с другом . Наличие самостоятельных трендов , характе ризующих поведение того или иного элемента , также может свидетельствовать либо об особенностях состава мантийного источника , либо о различия х в условиях частичного плавления разных групп вулканитов . В частности , Клейн и Лан гмюр [ Klein and Langmuir, 1987 ] на основании изучения состава базальтовых стекол сдела ли вывод , что повышенные концентрации натрия в первичном расплаве указывают на более низкую степе нь частичного плавления мантийного источника , а повышенные концентрации железа - на большую глубину зоны генерации расплавов . Следует отметить , что на различн ых диаграммах тренды разных вулканических серий или групп могут совпадать друг с дру гом , а на других отчетливо различаться , чт о затрудняет однозначную идентификацию серий . Кроме того , базальты , образовавшиеся из различ ных по составу мантийных источников , м огут иметь для отдельных элементов од инаковые тренды фракционирования . Наиболее многочисленной и наиболее распространенной в регионе ТСБ группой является группа базальтов N-MORB, главной о тличительной чертой которых являютс я низк ие концентрации литофильных элементов . Породы слабо или умеренно дифференцированы , поэтому они не дают протяженного тренда , а образую т на вариационных диаграммах компактные поля составов , располагающиеся в основании всех трендов дифференциации . Лишь на диаг рамме FeO - FeO /MgO ( рис. 4 ) базальты из этой груп пы формируют самостоятельный тренд с наиболее высокими концентрациями железа . Проведенные ранее исследования [ Симонов и д р., 2000 ; Simonov et al., 1996 ] показали , что данные базальты могут являться производными расплавов , генериро ванных при частичном плавлении мантийного суб страта под срединно-океаниче скими хребтами , начиная с глубин 60-70 км . В пределах изуче нного региона они наиболее широко распростран ены в рифтовой долине и на флангах СА Х . В двух других спрединговых хребтах (АфА Х и АмАХ ) они встречены реже (разлом Бу ве , угловое поднятие Конрад ), хот я по данным Ле Ро [ Le Roex et al., 1983 , 1985 ] за пределами ТСБ они широко распространены и в пределах эт их хребтов . Деплетированные базальты встречены так же в зонах сочленения палеоструктур САХ и АфАХ (Восточная область дислокаций ). Там о ни сильно изменены , при этом среди вторичн ых минералов преобладает хлорит , и , следовател ьно , к поверхности дна они были в ы ведены с более глубоких горизонтов ра зреза океанической коры . В зоне сочленения палеоструктур САХ , АфАХ и АмАХ базальты рассматриваемой группы слагают ряд поднятий , но в данном случае они несут признаки лишь поверхностных изменений . Единичные обра зцы база л ьтов N-MORB драгированы с ниж ней части поднятия Шона . Таким образом , ба зальты N-MORB являются фоновыми для района ТСБ . Внутри самой этой группы наблюдаются вариа ции содержаний ряда элементов , особенно натри я и титана , однако каких-либо закономерностей в п р остранственном распределении таким образом различающихся базальтов не н аблюдается . Базальты из Восточной области дис локаций выделяются более низкими концентрациями СаО , что связано с широким распространени ем в них хлорита . Напротив , для некоторых существе н но плагиоклаз-порфировых ра зностей из района разлома Буве свойственны повышенные концентрации СаО и особенно Al 2 O 3. Близки по составу к базальтам предыду щей группы умеренно обогащенные толеиты типа T-MORB. Они отличаются от деплетированных разносте й более высокими концентрациями литофильных элементов (K, P, Zr, Sr, Y, Nb и др .), степень обогащения которыми варьирует . Для них также характерны и более высокие отношения некогерентных элементов Nb/Zr, La/Sm и др . Базальты T-MORB были встречены практически вез д е , где были о писаны деплетированные базальты , но только в меньшем количестве . Их единичные образцы встречены также на хребте Шписс . Составы вулканитов , драгированных с хребта Шписс и с подводных склонов о строва Буве , на вариационных диаграмм ах TiO 2 , K 2 O, P 2 O 5 - FeO /MgO ( рис. 2 , 3 , 4 ) в совокупности образуют единый самостоятельный , протяженный тренд , от ражающий продолжительн ую дифференциацию , в ходе которой накапливались железо , натрий , к алий и уменьшались содержания магния , кальция и алюминия . Судя по характеру тренда , концентрации железа , титана и фосфора на п ервых этапах фракционирования быстро возрастали , а на конечных э т апах , когда в промежуточной камере происходило осаждение Fe-Ti фаз (ильменита ?) и апатита , их содержание в расплаве значительно сократилось . Несмотря на очень протяженный тренд дифференциации , содержание кремнекислоты до момента осаждения апатита и Fe-Ti ф аз увеличивается н е намного . Описанный характер дифференциации свойственен для толеитовых расплавов , фракциониро вание в которых происходит по феннеровскому типу . Среди вулканитов острова Буве сущес твенно больше сильно дифференцированных разносте й , чем в п р еделах хребта Шписс , что указывает на более крупные размеры промежуточного очага , существующего под вулк аном Буве . В пользу этого свидетельствуют и гораздо большие поперечные размеры вулканич еского сооружения острова Буве . Хотя мы и объединили вулканиты о строва Буве и хребта Шписс в един ую серию , тем не менее между ними имею тся различия . На вариационных диаграммах Na 2 O, Al 2 O 3 , FeO - FeO /MgO они образуют различные тренды параллельные друг другу , при этом ко нцентрации Na 2 O и FeO выше , а Al 2 O 3 ниже в вулканитах хребта Шписс при тех же самых уровнях дифференци ации . Это различи е свидетельствует о разнице в условиях ге нерации первичных расплавов для хребта Шписс и для острова Буве . На вариационных диаграммах , отображающих поведение элементов-примесей , вулканиты острова Бу ве имеют более высокие отношения Nb/Zr и Zr/Y, чем таковые хребта Шписс . Эта разница может быть обусловлена как различием в со ставе мантийного источника , так и процессами фракционной кристаллизации , так как анализир овались в основном сильно дифференцированные разности . Некоторые различия между в улканитами Буве и Шписс следуют также из данных по их изотопии [ Сущ евская и др., 1999 ; Kurz et al., 1998 ]. Вулканиты острова Буве характеризуются довольно высокими содержаниями р адиогенных изотопов стронция ( 87 Sr/ 86 Sr 0,70371) и свинца ( 206 Pb/ 204 Pb 19,588), что резко отли чает их от деплетированных базальтов , в ча стности , южного окончания САХ (соответственно 0,70323-0,70338 и 18,037-18,932). Вулканиты хребта Шписс имеют в основном низкие значения 87 Sr/ 86 Sr (0,70329-0,70336) на уровне деплетированных MORB, хотя у отдельных образцов оно более высокое (0,70349), и промежуточные значения 206 Pb/ 204 Pb (19,010-19,24 4). В вулканитах острова Буве определены высокие значения радиоактивного гелия ( 3 He/ 4 He 12,4), которые уменьшаются по мере у даления от острова . Повышенные значения радио активного гелия в вулканитах острова Буве в совокупности с высокими содержаниями рад ио генных изотопов стронция и свинца в них указывают на то , что их первичные расплавы связаны с плюмом глубинной обог ащенной мантии . В то же время вулканиты хребта Шписс характеризуются очень низкими отношениями 3 He/ 4 He (2,15-7,44), в целом даже более низкими , чем в деплетированных базальтах САХ (7,11-7,66) [ Kurz et al., 1998 ]. Таким образом , если следовать имеющимся представлениям о генетической роли изотопных и геохимических параметров , то не возможно предложить непротиворечивую модель обра зования вулканитов хребта Шписс . С одной с тороны , содержания калия , фос фора , титана , ряда литофильных элементов-примесей в них б лизки к таковым в вулканитах острова Буве , плюмовая природа которых , как показано в ыше , подтверждается многими данными . С другой стороны , их изотопные характеристики отличаю тся . Изотопия стронция бл и зка к деплетированным толеитам , изотопия свинца заним ает промежуточное положение между деплетированны ми базальтами и вулканитами острова Буве , а для того чтобы объяснить очень низкие значения радиоактивного гелия необходимо предп оложение либо о разбавлени и исходны х расплавов компонентом , обогащенным радиогенным гелием , либо о ранней дегазации мантийног о источника . В работе Н. М. Сущевской с соав торами [ Сущевская и др., 1999 ] делается интересное предположение о том , что вулканиты хребта Шписс про изошли в результате плавления метасоматизированн ой гетерогенной м антии , образовавшейся на более раннем этапе рифтогенеза . Возможность ее сохранения в современных осевых частя х спрединговых хребтов следует из сложной геодинамики раскрытия этой части Южного ок еана . Привлечение метасоматизированной мантии в качестве магма т ического источника объясняет некоторую обогащенность вулканитов хре бта Шписс радиогенными изотопами и низкие значения радиоактивного гелия . Хотя идея о возможности нахождения метасоматизированной ман тии в данном регионе не вызывает возражен ий , все же имее т ся ряд , прежде всего , геологических фактов , не позволяющих полностью принять эту точку зрения . Хребет Шписс начал формироваться около 2-2,5 млн ле т назад , а собственно сам вулкан Шписс около 1 млн лет назад , когда крайний отр езок АфАХ уже существовал , вре м я начала его образования около 10 млн лет назад [ Ligi et al., 1999 ]. На ранних этапах существования этого сегмента АфАХ в его осевой час ти изливались преимущественно деплетированные ба зальты , о чем свидетельствуют данные по со ставу базальтов станций G9620 и G9621, находящихся на западном фланге этого сегмен та . Между вулканитами хребта Шписс и острова Буве существует структурная близость . И те , и другие формируют мощные подняти я , венчающиеся крупными вулканическими постройкам и центрального типа , под которыми существуют обширные промежуточные магматические камеры . Время начала формирован и я вулканичес ких построек приблизительно одинаковое . Привлекая этот дополнительный аргумент , мы склоняемся все же к представлению о том , что мантийным источником для первичных расплавов хребта Шписс служило вещество того же плюма , что и для расп лавов острова Буве . Этот плюм поднимается к поверхности по двум основным каналами , соед иняющимися на глубине . Поскольку канал , центри рованный под хребтом Шписс , совпадает со с прединговым центром , то в данном случае пр оисходит смешение обогащенных расплаво в с истощенными расплавами , характерными для океанского рифтового вулканизма . В пользу реальности процесса смешения расплавов , обра зованных из плюмовых источников , с деплетиров анными N-MORB свидетельствует диаграмма соотношений Zr/Y-Zr/Nb ( рис. 6 ). Из нее можно сделать вывод о том , что не только базальты х ребта Шписс , но и обогащенные база льты из рифтовых долин САХ и АфАХ явл яются результатом смешения , представляя разную степень смешения этих конечных компонентов . В то же время очевидно , что процессы смешения имеют очень сложный характер и не укладываются в рамки простой модели , предложенной Дж. Шиллингом и др . [ Shilling et al., 1985 ]. Действительно , в вулканитах хре бта Шписс содержания одних элементов (калий , титан , фосфор , хром и др .) аналогичны так овым в плюмовых выплавках (вулканиты острова Буве ), другие параметры (отношения несовместим ых элементов-примес ей , изотопов свинца ) име ют промежуточные значения , наконец , отношения изотопов стронция и гелия близки к таковы м в деплетированных расплавах . В обогащенных толеитах из рифтовой долины САХ , которые , как сказано выше , скорее всего , также являются результато м смешения расплавов из плюмового и истощенного источников , на блюдаются иные соотношения компонентов . В час тности , от вулканитов хребта Шписс они отл ичаются меньшими концентрациями некогерентных ли тофильных элементов и натрия , но заметно б ольшим содержание м магния , хрома , ван адия и скандия . Взаимодействие между плюмовым источником и источником истощенных базальтов не ограничивается только процессами смешения их расплавов . Более высокие концентрации Na 2 O и FeO в вулканитах хребта Шписс в сравнении с таковыми острова Буве свидет ельствуют и об иных условиях частичного п лавления . Не исключено , что именно с этими изменениями условий частичного плавления может быть связано вовлечение в процесс плавления метасоматизированной мантии , присутствие которой в данном районе предполагается в работе [ Сущевская и др., 1999 ], чем можно объяснить низкие значения 3 He/ 4 He в вулканитах хребта Шписс . Таким образом , учитывая то , что н а диаграммах TiO 2 , K 2 O, P 2 O 5 - FeO /MgO вулканиты хребта Шписс и о строва Буве образуют единый тренд ди ф ференциации , с определенным приближением их м ожно объединить в единую вулканическую серию . В этот же тренд попадает часть базал ьтов из рифтовой долины АфАХ . Однако немалая часть базальтов из рифтовой долины АфАХ составляет самосто ятельную г руппу . Основным критерием для ее выделения послужил тот факт , что на вариационных диаграммах K 2 O, P 2 O 5 - FeO /MgO ( рис. 2 , 3 , 4 ) данные базальты образуют самостоятельные тренды с более высокими значениями K 2 O и P 2 O 5 , чем у представителей вулканич еской серии острова Буве при тех же с амых коэффициентах фракционирования . Обособление этого тренда могло быть также следствием занижения коэффициента фракционирования из-за пон иженных концентраций железа или повышенных ко нцентрац и й магния в рассматриваемых базальтах в сравнении с вулканитами остр ова Буве . Однако по концентрации магния он и не отличаются , а железо , напротив , имеет более высокие значения в базальтах данно й группы и , следовательно , повышенные концентр ации фосфора и ка л ия отражают особенности состава первичных расплавов . Другим принципиальным отличием базальтов этой групп ы от вулканитов острова Буве являются сущ ественно более высокие концентрации хрома в первых . Такие индикаторные отношения элемент ов-примесей как Nb/Zr и La/Sm у них близки к таковым у базальтов хребта Шписс . Д анные по изотопии базальтов из рифтовой д олины этого сегмента АфАХ в целом [ Kurz et al., 1998 ] показывают сравнительно высокие содержания радиогенных изотопов стронция ( 87 Sr/ 86 Sr 0,70322-0,70378), свинца ( 206 Pb/ 207 Pb 19,287-19,343) и радиоактивного гелия ( 3 He/ 4 He 8,1-12,9), п риближающихся к таковым у базальтов с ост рова Буве . Поэтому было бы логично объясни ть происхождение этих базальтов смешением рас плавов , продуцируемых плюмом глубинной мантии , центрированным под островом Буве , и расплавов , генери рованных в истощенной мантии . Но в таком случае необходимо выяснить , как им образом их первичные расплавы были доп олнительно обогащены калием и фосфором . Для понимания природы этих исходных р асплавов важно вспомнить , что помимо рифтовой долины АфАХ базальт ы , близкие по составу к рассматриваемым базальтам , встречены на линейном поднятии между вулканами Шписс и Буве , а также в Восточной области дислокаций , то есть в пределах внутриплитны х структур вулкано-тектонического происхождения . В стреченные там базальт ы , принадлежащие к этой группе , нередко имеют аномально высокие концентрации хрома . Наши предположения заключаются в следующем . От двух основных каналов плюма глубинной мантии , локализованн ых под вулканами Буве и Шписс , происходит подлитосферное растекание вещества , п ри этом последнее более обогащено флюидами . О возможности флюидно-мантийной дифференциации вещества поднимающегося плюма свидетельствуют да нные о высоком содержании воды в первичны х расплавах вулканитов хребта Шписс и ост рова Буве [ Simonov et al., 1996 ], при этом при равной степен и дифференциации содержание воды в база льтах рифтовой долины вблизи острова Буве существенно больше , чем таковое в гавайитах с самого острова Буве . Флюиды , по отно шению к которым калий и фосфор обладают повышенным сродством , дополнительно обогащают р астекающееся вещество п люмов этими элементами . Эти плюмовые дериваты могут высту пать в качестве магматических источников при благоприятных условиях проницаемости : в рифт овых долинах и в зонах интенсивных внутри плитных тектонических движений . При взаимодействи и образующихся расп л авов , насыщенных флюидами , с веществом верхней мантии , они обогащаются хромом . В реститах широко рас пространена хромистая шпинель , а как показано в работе [ Seyler and Bonatti, 1997 ], она наиболее подвержена измене ниям состава при взаимодействии с основными расплавами . Процесс обогащения хромом носит очень н еравномерный характер , что ест ественно , учитывая , что шпинель в реститах распространена неравномерно . Самостоятельную группу составов образует большая часть базальтов , поднятых на станции G9610, которая характеризует поднятие , расположенное в районе южног о окончания САХ . На вариационных диаграммах K 2 O, TiO 2 , P 2 O 5 - FeO /MgO они объединены одним трендом , ко со пересекающим тренды других вулк анических серий . Это достаточно протяженная д ифференцированная серия базальтов , для которых при той же степени фракционирования свойст венны существенно более высокие содержания фо сфора в сравнении со всеми остальными гру п п ами вулканитов . Для них характер но также сравнительно высокое , на уровне в улканических серий острова Буве и хребта Шписс , содержание калия и литофильных элемент ов-примесей при том , что содержания таких элементов как Ce, Th, Ba, B, Sr [ Сущевская и др., 1999 ] существенно более высоки . Тренд составов этих база льтов отличается о т трендов дифференциации типичных толеитовых расплавов тем , что в ходе дифференциации н аблюдается очень слабое накопление калия , тит ана , фосфора и глинозема . Изотопные характерис тики стекол этих базальтов [ Сущ евская и др., 1999 ] (обр . G9610/37) резко отличаются от всех других вулканитов , вс треченных в районе ТСБ и острова Буве . Основные отличи я заключаются в аномально высоком значении 87 Sr/ 86 Sr (0,70545) и высоком отношении 208 Pb/ 204 Pb (39,23). Такие параметры характерны для вещества континентальной мантии или древней о кеанической коры . Мы п редполагаем , что в разрезе поднятия данные обогащенные базаль ты слагают более глубокие горизонты , поскольк у в качестве вторичных минералов в них выступает смектит , сменяясь вверх по разрез у деплетированными базальтами , содержащими только продукты поверхно с тного изменения (глауконит ). Следовательно , обогащенные базальты характеризуют ранний этап формирования поднятия , который приходится на время соединения т рех спрединговых хребтов : САХ , АфАХ и АмАХ - в одной точке 1 млн лет назад [ Сколотнев, 2000 ]. Можно ожидать , что в силу этого , в этот период имел место чре звычайный разогрев уже существовавшей лит осферы . Вероятно , в результате этого разогрева могло произойти частичное подплавление литос феры , содержащей блоки континентальной мантии или древней океанической коры , и подмешивание расплавленного материала к исто щ енным расплавам N-MORB. Конечно , вопрос о происхождении блоков континентальной мантии или древней океаническо й коры вблизи осевых частей срединно-океаниче ских хребтов не менее труден , чем вопрос о природе рассматриваемых базальтов . В св язи с этим необходи мо отметить следую щее . Данный регион является чрезвычайно сложн ым и по строению океанского дна , и по истории его геологического развития . В ря де работ [ Дубинин и др., 1999 ; Пущаровский, 1998 ] предполагается , что АмАХ и АфАХ сравнительно недавно соединились с САХ . До этого существовали другие спрединговые центры в этом регионе , следы которых ув еренно распознаются в структуре океанского дна . Очевидно , что такие глобальные перес тройки геодинамического режима в данном регио не являются благоприятным фактором для сохран ения блоков континентальной мантии или древне й океанической коры в более молодой океан ской литосфере. Наконец , самостоятельную группу составов формирует большая часть вулканитов горы Шона . Они образуют протяженную дифференцированную серию , тренд которой резко отличается от трендов других групп вулканитов . Во-первых , наи более примитивные разности базальтов из этой группы имеют в сравнении с аналог ичными базальтами из других групп крайне низкие концентрации титана и пониженные содер жания фосфора . Во-вторых , по мере дифференциаци и происходит очень медленное накопление в расплавах титана , калия , фосфора , желе з а и , напротив , очень быстрое накоплени е кремнекислоты . Содержания K 2 O в них также низкие , хотя и превышают в целом таковые в деплетированны х толеитах N-MORB. Все эти особенности характерны для дифференциации не толеитовых , а извес тково-щелочных расплавов , как известно , широк о распространенных в зонах субдукции . Объедин яет их с известково-щелочными магмами и на личие вкрапленников ортопироксена , повышенная жел езистость вкрапленников оливина (Fо 72-80 ) и высокая основность вкрапленников плагиоклаза (An 86-96 ). Однако имеются и существенные различия между вулканитами горы Шона и типичными вулканитами известково-щелочной серии . У первых наблюдаются заметно более высокие содержания магния и кальция и несколько более низкие - калия , натрия и алюминия , а самое глав н ое отличие заключ ается в очень высоком содержании хрома , на порядок превышающее таковое у базальтов вулканических дуг . Как известно , одним из характерных признаков островодужных вулканитов я вляется наличие ниобий - танталовой отрицательной аномалии на спа й дер-диаграммах . М ы не проводили подробное изучение распределен ия элементов-примесей в вулканитах горы Шона , поэтому не можем однозначно утверждать п рисутствует ли данная аномалия в них . Вулк аниты с такими составами являются уникальными для океанической ко р ы и есте ственно необходимы достаточно убедительные доказ ательства того , что они сформировались на месте , а не являются продуктами ледового р азноса , поскольку данный регион располагается в зоне распространения айсбергов . С нашей точки зрения этот каменный материал является местным . Он не несет следов ледниковой штриховки . Ближайший источ ник островодужного материала - Южно-Сандвичевы остр ова занимают ничтожную территорию , в пределах которой собственно айсберги не формируются . Антарктида же поставляет другой материал в виде ледового разноса , характерный для континентальной коры (гнейсы , граниты , песчаники и др .), хотя в ее пределах и известны известково-щелочные вулканиты . Но бо лее важные доказательства коренного происхождени я вулканитов данного типа следуют и з изучения их текстурных особенностей . Наряду с преобладающими сильно пористыми р азностями , имеющими действительно необычный вид , но в целом похожими на вулканиты хребт а Шписс , в их коллекции присутствуют и непористые представители , ничем не отличающиеся о т типичных океанических базальтов . На абразионной вершине углового поднятия разлома Конрад обнаружены дациты , принадлежащие к этой группе , в составе брекчии с песчанистым цементом . Зерна цемента состоят из обломков такого типа вулканитов . Как было сказано выше , по ряду признаков базальты горы Шона близки к известково-щелочным сериям островных дуг , однако для окончательной идентификации необходимо бол ее детальное изучение геохимии и изотопии этих вулканитов . Возможно , мы имеем дело с конвергенцией признако в . Тем не менее , мы рискнем высказать ряд предполож ений о происхождении этой вулканической серии , используя ряд имеющихся представлений о генезисе известково-щелочных пород . Основные усили я исследователей в данном направлении концент рируются на поиске удов л етворительног о объяснения некоторой обогащенности первичных расплавов известково-щелочных серий легкими лит офильными элементами и наличия при этом н иобий-танталовой отрицательной аномалии . Предполагаетс я , что генерация первичных расплавов известко во-щелоч н ой серии происходит в над субдукционной мантии , предварительно обогащенной в результате флюидного метасоматоза . Источником флюидов и литофильных компонентов , переносимых этими флюидами , является океанская кора , попавшая на большие глубины в результате субд у кции . Ряд авторов [ Ringwood, 1990 ] считают , что низки е кон центрации титана , ниобия , тантала и др . обу словлены кристаллизацией рутила в качестве ос таточной фазы . Другие это связывают с мень шей подвижностью данных элементов в сравнении с другими литофилами [ McCulloch and Gamble, 1991 ], считая , что их основным ист очником является вещество уже деплетированной мант ии . Дальнейшая эволюция расплавов и условия их дифференциации , приводящие собств енно к образованию известково-щелочных серий , подробно рассматриваются Т. И. Фроловой [ Фролова и др., 1985 ]. Согласно Т. И. Фроловой , для форм ирования вулканических известково-щелочных серий необходимы три условия . Это интенсивн ый флюидный режим области , обстановка сжатия , п ри которой возникают условия для закрытости промежуточных камер , обеспечивающие в ней флюидно-магматическую дифференциацию расплава и эволюцию самих флюидов в сторону большей кислотности и окисленности , и асс и миляция расплавом субстрата базитового со става . Для понимания природы вулканитов горы Шона важно вспомнить , что аналогичные им породы эпизодически встречены в зонах сочл енения палеоструктур АфАХ и АмАХ , а также АмАХ и САХ , где они участвуют в с троении сло жно тектонически построенных с труктур совместно с деплетированными базальтами . При этом , судя по тому , что они им еют более свежий облик и существенно боле е пористые , чем последние , вулканиты Шоновског о типа слагают более верхние и молодые горизонты базаль т ового разреза . Нек оторые из таких структур имеют отчетливую конусовидную надстройку , которая , вероятно , явля ется вулканом . Это дает основание предположит ь , что вулканиты Шоновского типа являются продуктами внутриплитного вулканизма . Помимо этог о данные ву л каниты обнаружены на линейном поднятии между вулканами Шписс и Буве , где они ассоциируют с сильно о богащенными базальтами , аналогичными таковым в рифтовой долине АфАХ . Для объяснения природы вулканитов подняти я Шона нами предложены две гипотезы . Одна из н их опирается на уже ранее сделанное предположение о подлитосферном расте кании плюмового вещества , обогащенного флюидной фазой , которое может выступать в качестве мантийного источника обогащенных расплавов . Выш е также указывались признаки того , что дан ные р асплавы на уровне мантийных промежуточных камер могли быть контаминированы веществом субстрата . Наше следующее предполо жение заключается в том , что в обстановке сжатия при внутриплитных напряжениях магмати ческие камеры приобретают закрытый характер , что п р иводит к резкому увеличению масштабов взаимодействия расплава и субстрат а , коим является сильно истощенный рестит . Согласно геодинамическим построениям С. Г. Сколотнева [ Сколотнев, 2000 ] вблизи тройного сочленения в пределах Южно-Американской и Антарктической пли т , то есть там , где встречены вулканиты Шоновс кого типа , периодически возникают условия сжатия . Вполне вероятны они и п ри формировании горы Шона , отличающейся сложн ым тектоническим строением , залеганием габброидов в верхах поднятия . В результате ассимиляц ии реститового вещества состав расплава сильн о трансформировался . Плюмовая компонента в нем была значительно ослаблена , расплав обогатился хромом и магнием , элементами , кот орые содержатся в большом количестве в ре стите . Последующая флюидно-магматическая дифференциаци я расплава в условиях закрытости ка м еры , в силу чего флюид становился более окисленным , обусловила его эволюцию по боуэновскому типу . Раннее выпадение минерало в железа и титана из расплава привело к образованию вулканической серии , схожей с известково-щелочной вулканической серией . Высокие к онцентрации хрома являются общим геохимическим признаком базальтов двух разли чных вулканических серий , совместно встреченных на линейном поднятии между вулканами Буве и Шписс . Очевидно , в соответствии с вы ше сказанным , в ходе становления этого под нятия ре ж им растяжения , при которо м из растекающегося плюмового вещества генери ровались обогащенные расплавы , сменился режимом сжатия , при котором на состав формирующихся магм большое влияние оказали процессы ас симиляции вещества литосферы и эволюции флюид ов . След ует также отметить , что о принципиальной возможности генерации низкотитанистых ортопироксен содержащих толеитовых расплавов при частичном плавлении диапиров , поднимающихся под срединно-океаническими хребтами , указывается Д. Грином и др . [ Green et al., 1979 ]. По мнению данных авторов э то происходит в относит ельно низкобаричес ких условиях , когда диапир уже претерпевший частичное плавление при дальнейшем подъеме снова подвергается плавлению . Реальный пример такого расплава описывается в работе Данюшевский и др. [ 1987 ]. Он был обнаружен в виде расплавного включения в зерне оливина из базальтов разлома Вима и отлича ется от других толеитов океанических хребтов кр айне низкими содержаниями титана , калия и натрия и повышенными концентрациями кремнезема и кальция . Таким образом , за исключением калия состав этого расплава в определенной степени сопоставим с наиболее прими т ивными разностями базальтов с горы Шо на . Учитывая сказанное , мы все же придержи ваемся мнения , что решающую роль в формиро вании вулканитов подобных таковым с горы Шона играло плавление плюмового материала , но , вероятно , оно происходило при низкобарически х у словиях . Другая гипотеза образования необычных вул канитов , встреченных на горе Шона , исходит из сложного геологического строения Южной Ат лантики . На восточном фланге САХ в районе 15 o в.д . находится отмерший срединно-океанический хребет субмеридиона льного простирания , ортогонально сочленяющийся на севере с Фолклендско-Агульясским разломом . Судя по имеющимся магнитным аномалиям он активно развивался в период между хронам и 34 и 27 (100-60 млн лет ) [ La Brecque and Hayes, 1979 ]. Предполагается , что его отмиран ие произошло из-за возникновения существенно западнее новой (параллельной ) зоны спрединга в пределах САХ в период между хронам и 31 и 25 (68-56 млн лет ). К западу от этой палеоспрединговой зо ны на восточном фланге САХ (между 2 o и 10 o в.д .) находится дугообразное поднят ие Метеор . По своей форме и размерам о но вполне сопоставимо с островной дугой Скоша . Вероятно , это вулканическое поднятие (как и дуга Скоша ) имеет островодужную п рироду . Его образование можно объяснить следу ющим образом . К западу от палеозоны спреди нга располагался блок мощной консолидированной к оры (Фолклендское плато ). Последний препятствовал нормальному раскрытию Южной Атла нтики . В результате взаимодействия (столкновения ) коры , образованной к западу от палеорифта САХ и мощной коры Фолклендского плато , сформировалась зона субдукции с соответств у ющим вулканическим (островодужным ) по днятием Метеор . В последующем , после перескока зоны спрединга существенно западнее , последн яя , как и палеорифт САХ , прекратила свое существование в качестве островной дуги . К сожалению , на сегодняшний день нам не извес тны работы по изучению в ещественного состава поднятия Метеор . Но гора Шона , учитывая состав вулканитов , встреченных на ней , может рассматриваться как один их наиболее удаленных к западу флангов позднемеловой островной дуги , разрезанной более молодыми стру к турами САХ . Обсуждение К основным факт орам , определяющим разнообразие состава вулканито в в районе тройного сочленения Буве , относ ятся : плюмовая активность , сложная геодинами ка района тройного сочленения , приведшая к многообразию форм взаимодействия плюмового магматизма с рифтовым магматизмом и веще ством литосферы , а также , возможно , геологическ ая предыстория данного района . Плюм глубинной мантии в районе ТСБ поднимается по д вум главным каналам , поверхностным проявлением которых являются вул канические постройки Буве и Шписс . Видимо , эти каналы питаются на глубине из одного источника , имеющего форму близкую к эллип соиду , вытянутому к северо-западу , связанную с перемещением мат е риала в этом направлении . Под островом Буве канал более крупный и горячий , что приводит к фор мированию в этом районе более мощной лито сферы и долго живущих промежуточных камер , в которых осуществляется более глубокая кр исталлизационная дифференциация расп л аво в . Плюмы продуцируют расплавы , обогащенные лит офильными элементами и радиогенными изотопами . Проявление плюмовой активности в данном ре гионе началось не ранее 2-2,5 млн лет назад . В районе хребта Шписс плюм локализова н под осевой частью спрединга , что п риводит к смешению его выплавок с расплав ами истощенных толеитов . Но взаимодействие дв ух мантийных источников не ограничивается лиш ь процессами смешения , которые сами по себ е довольно сложны . Происходит изменение услов ий частичного плавления в них , одним из следствий которого может быть вовл ечение в процесс плавления метасоматизированной мантии , фрагменты которой могли сохраниться с момента раннего рифтогенеза . Плюм , лока лизованный под хребтом Шписс , охватывает свои м влиянием и рифтовый вулканизм близко р а сположенного САХ . Однако в данном случае процесс смешения носит иной харак тер . Обогащенные разности распространены дискретн о среди деплетированных базальтов , при этом компоненты деплетированного источника доминируют в них над компонентами плюмового источн и ка . В районе острова Буве плюм локализова н в стороне от осевой части спрединга , тем не менее , его влияние на рифтовый вулканизм значительно . Во-первых , в рифтовой долине наблюдается излияние базальтов , производны х от расплавов , генерированных при частично м плавлении непосредственно вещества плюм а . Во-вторых , практически отсутствуют деплетированн ые разности , но преобладают обогащенные толеи ты , представляющие собой продукт смешения деп летированных и плюмовых расплавов . Доля плюмо вого компонента в обогащенны х базал ьтах велика . От этих двух основных каналов происхо дит подлитосферное растекание плюмового вещества , обогащенного флюидной фазой и элементами , обладающими большим сродством к ней , в частности , калием и фосфором . Эти флюидонасыще нные плюмовые дериваты также могут прод уцировать расплавы , которые будут обогащены к алием , фосфором и др . При этом вследствие повышенной флюидонасыщенности эти расплавы в заимодействуют с окружающим субстратом , по-видимом у , на уровне промежуточных очагов в верхне й мантии . В рез у льтате этого м ожет происходить неравномерное обогащение распла вов хромом . Излияния базальтов , производных от таких расплавов , наблюдаются на участках растяжения литосферы как на границах плит , в частности , в рифтовой долине АфАХ , так и внутри плит . В случ ае , если зоны магмогенерации , связанные с флюидонасыщенными дериватами пл юмов , возникают в условиях сжатия , то в ходе эволюции этой локальной магматической системы формируются закрытые промежуточные кам еры , вероятно , на уровне истощенной верхней мантии , г д е происходят процессы активной ассимиляции субстрата с участием флюидов и интенсивная флюидо-магматическая диффер енциация , приводящая к формированию вулканической серии пород схожей с известково-щелочной . Такой процесс , очевидно , мог иметь место и при фор м ировании горы Шона , н о только в более раннее геологическое вре мя . С другой стороны гора Шона может я вляться фрагментом древней внутриокеанической ос тровной дуги . Непосредственно вблизи тройного сочленения обнаружены базальты аномально обогащенные фосф ором и рядом элементов-примесей (Th, Ba, B, Ce), а та кже радиогенными изотопами . Они резко отличаю тся по этим параметрам , а также по хар актеру дифференциации от остальных базальтов района . Одними из наиболее предпочтительных и сточников вещества , которое может обес печить такие изотопные метки в данных баз альтах , могут быть континентальная мантия или древняя океаническая кора . В ходе сложной геологической предыстории этого региона блок и континентальной мантии или древней океаниче ской коры могли сохраниться среди более молодой океанской литосферы . В районе тройного сочленения эти блоки могли оказат ься в зонах аномального разогрева литосферы , в частности , в момент соединения трех спрединговых хребтов в одной точке и б ыть частично подплавлены . Выводы Среди вулканитов района тройного сочленения Буве выделяется шесть основных петро-геохимических групп . Наиболее распространенным типом являются базальты N-MORB, производные деплетированного мантийн ого источника , встреченные на всей изученной территории . Субщелочные вулканиты : гавайиты и муджиер иты , - сильно обогащенные литофильными элементами и радиогенными изотопами , слагающие вулканич еское поднятие Буве , и близкие к ним б азальты и андезито -базальты хребта Шписс , генерированные в обогащенной более глубинно й мантии . Относительно слабо обогащенные базальты (T-MORB), являющиеся продуктами смешения расплавов двух первых типов , распространены в приосевых частях САХ , АфАХ и АмАХ . Базальты близки е по степени обога щения литофильными элементами-примесями вулканитам хребта Шписс и острова Буве , но более богатые в сравнении с ними калием , фосф ором , титаном , хромом . Они развиты в предел ах структур растяжения : рифтовая долина АфАХ , грабены Восточной об л асти дислок аций , линейное поднятие между хребтом Шписс и вулканом Буве . Их исходные расплавы , в ероятно , формировались из вещества плюмов , рас текавшегося от основных каналов и претерпевше го мантийную флюидно-магматическую дифференциацию . Вулканическая сери я от базальтов до липаритов , характеризующаяся низкими содержани ями литофильных элементов и особенно низкой концентрацией титана , распространенная на го ре Шона и на других структурах сжатия в пределах Антарктической и Южно-Американской плит вблизи ТСБ . В о тличие от четырех предыдущих типов , имеющих толеитов ый тренд дифференциации , характеризуется известко во-щелочным трендом . Их родоначальные расплавы могли быть также связаны с веществом п люмов , но в дальнейшем испытали интенсивную флюидо-магматическую дифф е ренциацию и ассимиляцию субстрата в условиях закрытых магматических камер на уровне верхней мант ии . С другой стороны гора Шона может б ыть фрагментом древней внутриокеанической остров ной дуги . Обогащенные базальты , отличающиеся от дру гих обогащенных типов очень высокими ко нцентрациями фосфора и радиогенных изотопов , слагают тектоническое поднятие вблизи сочленения трех рифтов . Вероятно , на состав их пе рвичных расплавов оказало влияние подплавление блоков вещества , сильно обогащенного радиогенны ми изотопами (континентальная мантия ? древняя океаническая кора ?) на участках ано мального разогрева литосферы . Таким образом , основными факторами , опреде ляющими разнообразие составов вулканитов в да нном районе , являются гетерогенность мантийных источников , плюмовая ак тивность , сложная геодинамика района тройного сочленения , вызываю щая напряженные состояния в прилегающих участ ках плит и геологическая предыстория региона . Низкая скорость спрединга и , следовательно , недостаточно эффективное перемешивание неоднородн ого ма н тийного материала обуславливае т сильные пространственные вариации составов базальтов . Литература Данюшевский Л . В ., Соболев А . В ., Дмитриев Л. В ., Ортопиро ксенсодержащие низкотитанистые толеиты - новый тип толеитов океан ических рифтов , Докл . АН СССР , 292, (6), 1449-1453, 1987. Диденко А . Н ., Пейве А . А ., Т ихонов Л. В ., Петромагнитные и петрологические вариа ции вдоль Срединно-Атлантического и Юго-Западно-Инд ийского хребтов в районе тройного сочленения Буве , Физика Земли, (12), 47-66, 1999. Дубинин Е . П ., Сущевская Н . М ., Грохольский А. Л ., История развития спрединговых хребтов Южной Атлантики и пространственно-временн ое положение тройного соединения Буве , Российский журнал наук о Земле , 1, (4), 1999. Мазарович А . О ., Пейве А . А ., Зителлини Н ., Перфильев А. С ., Разницин Ю. Н ., Турко Н. Н ., Симонов В. В ., Аверьянов С. Б ., Бортолуци А ., Булычев А. А ., Гасперини Л ., Гилод Д. А ., Гладун В. А ., Евграфов Л. М ., Ефимов В. Н ., Колобов В. Ю ., Лиджи М ., Лодол о Э ., Перцев А. Н ., Соколов С. Ю ., Шуто Ф ., Морфоструктура р айона острова Буве , Докл . РАН , 342, (3), 354-357, 1995. Пейве А . А ., Зителлини Н ., Перфи льев А. С ., Мазарович А. О ., Разницин Ю. Н ., Турко Н. Н ., Сим онов В. А ., Аверьянов С. Б ., Бортолуци Д ., Булычев А. А ., Гасперини Л ., Гилод Д. А ., Гладун В. А ., Евграфов Л. М ., Ефимов В. Н . и др ., Строение Срединно-Атлантическо го хребта в районе тройного сочленения Бу ве , Докл . РАН , 338, (5), 645-648, 1994. Пейве А . А ., Перфильев А . С ., Пущаровск ий Ю. М ., Симонов В. А ., Турко Н. Н ., Разн ицин Ю. Н ., Строение района южного окончания Сре динно-Атлантического хребта (тройное сочленение Бу ве ), Геотектоника, (1), 51-68, 1995. Пейве А . А ., Турко Н . Н ., Ско лотнев С. Г ., Лиджи М ., Сущевская Н. М ., Фабретти П ., Мазарович А. О ., Соколов С. Ю ., Гилод Д. А ., Тройное сочл енение Буве , особенности строения и эволюции , Труды ГИН РАН , Вып . 511, Пробл емы геодинамики литосферы, c. 91-109, Наука , Москва , 1999. Пущаровский Ю . М ., Тектоника и геодинамика спрединговых хребтов Южной А тлантики , Геотектоника, (4), 41-52, 1998. Пущаровский Ю . М ., Симонов В . А ., Пейве А. А ., Колобов В. Ю ., Тикунов Ю. В , Мельгунов М. С ., Взаимосвязь геохимических особенностей базальто в с геодинамическими обстановками в рай оне тройного сочленения Буве (Южная Атлантика ), Докл . РАН , 361, (2), 1-4, 1998. Симонов В . А ., Пейве А . А ., Колобов В. Ю ., Тикунов Ю. В ., Геохимия и геодинамика базитов в районе тройного сочленения Буве , Южная Атлантика , Петрология , 8, (1), 3 8-52, 2000. Сколотнев С . Г ., Вторичные преобр азования базальтоидов Ключевской группы вулканов , В сб .: Минеральные преобразова ния пород океанической коры, 241 c., Н аука , Москва , 1984. Сколотнев С . Г ., Структурные факт оры в истории геол огического развития тройного сочленения Буве (Южная Атлантика ), Геотектоника, 2000. Сущевская Н . М ., Коптев-Дворников Е . В ., Хворов Д. М ., Мигдисова Н. А ., Пейве А. А ., Сколот нев С. Г ., Беляцкий Б. В ., Каменецкий В. С ., Особенности п роцесса крис таллизации и геохимии толеито вых магм западного окончания Африкано-Антарктичес кого хребта (хребет Шписс ) в районе тройно го сочленения Буве , Российский журнал наук о Земле , 1, (3), 221-251, 1999. Фролова Т . И ., Бурикова И . А ., Гущин А. В ., Фролов В. Т ., Сывороткин В. Л ., Происхождение вулканических серий остров ных дуг, 275 c., Недра , Москва , 1985. Apotria T. G. and Gray N. H., Absolute motion and evolution of the Bouvet triple junction, Nature, 316, (6029), 623-625, 1985. Apo tria T. G. and Gray N. H., The evolution of the Bouvet triple junction: implications of its absolute motion, Tectonophysics, 148, (3/4), 177-193, 1988. Cande S. C. and Kent D. V., Revised calibration of geomagnetic polarity time scale for the La te Cretaceous and Cenozoic, J. Geophys. Res., 100, (B4), 6093-6095, 1995. Carrara G., Bortoluzzi G., Zitellini N., Bonatti E., Brunelli D., Cipriani A., Fabretti P., Gasperini L., Ligi M., Penitenti D., Sciute F., Mazarovich A., Peyve A., Turko N., Skolotnev S. and Gilod D., The Bouvet triple junction region (south Atlantic): a report on two geological expeditions, Giornale di Geologia, 59, Ser 3a, (1-2), 19-33, 1997. Dick H. J., Fisher R. L. and Bryan W. B., Mineralogic variability of the uppermost mantle along mid-ocean ridges, Earth Planet. Sci. Lett., 69, (1), 88-106, 1984. Dickey J. S., Frey F. A., Hart S. R. and Watson E. B., Geochemistry and petrology of dredged basalts from the Bouvet tri ple junction, South Atlantic, Geoch. Cosmochim, 41, 1105-1118, 1977. Green D. H., Hibberson W. D. and Jaques A. L., The Earth: Its origin, structure and evolution, Acad. Press. London, p. 265-290, 1979. Klein E. M. and Langmuir Ch. H., Global correlations of ocean ridge basalt chemistry with axial depth and crustal thickness, J. Geophys. Res., 92, (B8), 8089-8115, 1987. Kleinrock M. C. and Morgan J. P., Triple Junction reconstruction, J. Geophy s. Res., 93, (B4), 2981-2996, 1988. Kurz M. D., Le Roex A. P. and Dick H., Isotope geochemistry of oceanic mantle near the Bouvet triple junction, Geoch. Cosmochim., 62, (5), 841-852, 1998. La Brecque J. L. and Hayes D. E., Seafloor s preading history of the Agulhas basin, Earth Planet. Sci. Lett., 45, 411-428, 1979. Le Roex A. P. and Erlank A. J., Quantitative evaluation of fractional crystallization in Bouvet island lavas, J. Volcan. Geotherm. Res., 13, 309-338, 1982. Le Roex A. P., Dick H., Erlank A. J., Reid A. M., Frey F. A. and Hart S. R., Geochemistry, mineralogy and petrogenesis of lavas erupted along the Southwest Indian Ridge between the Bouvet Triple Junction and 11 Degrees East., J. Petrol., 24, Part 3, 267-318, 1983. Le Roex A. P., Dick H., Reid A. M., Frey F. A. and Erlank A. J., Petrology and geochemistry of basalts from the American-Antarctic Ridge, Southern Ocean: implications for the westward influence of the Bouvet mantle plume, Contrib. Mineral. Petrol., 90, 367-380, 1985. Le Roex A. P., Dick H., Gulen L., Reid A. M. and Erlank A. J., Local and regional heterogeneity in MORB from the Mid-Atlantic Ridge between 54,5 S and 51 S: Evidence for geochemical enrichment, Geoch. Cosmoc him., 51, 541-555, 1987. Le Roex A. P., Dick H. J. B. and Watkins R. T., Petrogenesis of anomalous K-enriched MORB from the Southwest Indian ridge: 11 o 53 E to 14 o 38 E, Contrib. Mineral. Petrol., 110, 253-268, 1992. Ligi M., Bonatti E., Bortoluzzi G., Carrara G., Fabretti P., Penitenti D., Gilod D., Peyve A., Skolotnev S. and Turko N., Death and transfiguration of a triple junction in the South Atlantic, Science, 276, 243-245, 1997. Ligi M., Bonatti E., Bortoluzzi G., Carrara G., Fabretti P., Zitellini N., Gilod D., Peyve A., Skolotnev S. and Turko N., Bouvet triple junction in the South Atlantic: geology and evolution, J. Geophys. Res., 104, (B12), 29,365-29,386, 1999. Mitchell N. C. and Livermore R. A., Spiess ridge: an axial high on the slow spreading Southwest Indian ridge, J. Geophys. Res., 103, (B7), 15,457-15,471, 1998. McCulloch M. T. and Gamble J. A., Geochemical and geodynamical constraints on sub duction zone magmatism, Earth Planet. Sci. Lett., 102, 358-374, 1991. Ringwood A. E., Slab-mantle interactions 3, Petrogenesis of intraplate magmas and structure of the upper mantle, Chem. Geol., 82, 187-207, 1990. Schilling J. G., To mpson G., Kingsley R. and Humphris S., Hotspot-migrating ridge interaction in the South Atlantic, Nature, 313, (5999), 187-191, 1985. Sclater J. G., Bowin C., Hey R., Haskins H., Peirce J., Phillips J. and Tapscott C., The Bouvet triple junction , J. Geophys. Res., 81, 1857-1869, 1976. Seyler M. and Bonatti E., Regional-scale interaction in lherzolitic mantle in the Romanche Fracture zone, Atlantic ocean, Earth Planet. Sci. Lett., 146, 273-281, 1997. Simonov V. A., Peyve A. A ., Kolobov V. Yu., Milosnov A. A. and Kovyazin S. V., Magmatic and hylrothermal processes in the Bouvet triple junction region (South Atlantic), Terra Nova, 8, 45-424, 1996.
1Архитектура и строительство
2Астрономия, авиация, космонавтика
 
3Безопасность жизнедеятельности
4Биология
 
5Военная кафедра, гражданская оборона
 
6География, экономическая география
7Геология и геодезия
8Государственное регулирование и налоги
 
9Естествознание
 
10Журналистика
 
11Законодательство и право
12Адвокатура
13Административное право
14Арбитражное процессуальное право
15Банковское право
16Государство и право
17Гражданское право и процесс
18Жилищное право
19Законодательство зарубежных стран
20Земельное право
21Конституционное право
22Конституционное право зарубежных стран
23Международное право
24Муниципальное право
25Налоговое право
26Римское право
27Семейное право
28Таможенное право
29Трудовое право
30Уголовное право и процесс
31Финансовое право
32Хозяйственное право
33Экологическое право
34Юриспруденция
 
35Иностранные языки
36Информатика, информационные технологии
37Базы данных
38Компьютерные сети
39Программирование
40Искусство и культура
41Краеведение
42Культурология
43Музыка
44История
45Биографии
46Историческая личность
47Литература
 
48Маркетинг и реклама
49Математика
50Медицина и здоровье
51Менеджмент
52Антикризисное управление
53Делопроизводство и документооборот
54Логистика
 
55Педагогика
56Политология
57Правоохранительные органы
58Криминалистика и криминология
59Прочее
60Психология
61Юридическая психология
 
62Радиоэлектроника
63Религия
 
64Сельское хозяйство и землепользование
65Социология
66Страхование
 
67Технологии
68Материаловедение
69Машиностроение
70Металлургия
71Транспорт
72Туризм
 
73Физика
74Физкультура и спорт
75Философия
 
76Химия
 
77Экология, охрана природы
78Экономика и финансы
79Анализ хозяйственной деятельности
80Банковское дело и кредитование
81Биржевое дело
82Бухгалтерский учет и аудит
83История экономических учений
84Международные отношения
85Предпринимательство, бизнес, микроэкономика
86Финансы
87Ценные бумаги и фондовый рынок
88Экономика предприятия
89Экономико-математическое моделирование
90Экономическая теория

 Анекдоты - это почти как рефераты, только короткие и смешные Следующий
Чтобы купить новейшие умные часы Apple за 2 миллиона рублей, продал квартиру. Теперь мне эти часы говорят, что я абсолютный идиот.
Anekdot.ru

Узнайте стоимость курсовой, диплома, реферата на заказ.

Обратите внимание, реферат по геологии и геодезии "Особенности вулканизма и геодинамика области тройного сочленения Буве", также как и все другие рефераты, курсовые, дипломные и другие работы вы можете скачать бесплатно.

Смотрите также:


Банк рефератов - РефератБанк.ру
© РефератБанк, 2002 - 2016
Рейтинг@Mail.ru