Л. В. Дмитрієв 1. С. Ю. Соколов 2. Н. С. Соколов 3
1 ГЕОХІ РАН,
2 ГИН РАН,
3 МДУ ім. Ломоносова
До числа невирішених, але актуальних проблем геології дна океану відноситься проблема еволюції мантійного магматизму при утворенні океанської літосфери від початку розколу континентів до її акреції в сучасних структурах серединно-океанічних хребтів (СОХ). Прямі та надійні відомості по магматизму відносяться лише до осьовим і гребньовим частинам СОХ, тобто характеризують події в інтервалі приблизно 1 млн років. Розшифровка цих подій за даними петрології і геохімії свідчить про глобальну та локальної неоднорідності мантійного джерела базальтів, про різному масштабі мантійного апвеллинга і продуктивності магматизму і ін. Ці відомості необхідні для судження про геодинаміці формування літосфери океанів на кількісному (статистичному) рівні. Дані випробування магматичних порід на зовнішніх флангах СОХ з віком до 5-10 млн років вельми уривчасті, а про склад порід фундаменту ложа океанів з віком до 150-180 млн років можна судити лише за матеріалами глибоководного буріння. Згідно з цими скупих даних базальти ложа океанів за варіаціями складу порівнянні з базальтами СОХ. Це дозволяє зробити єдиний, але принципово важливий висновок про те, що в глобальному масштабі, в цілому геодинамические умови мантійного магматизму протягом усього періоду формування літосфери океанів залишалися в тих же межах, які встановлені для сучасних структур СОХ. Однак цього матеріалу явно недостатньо для судження про еволюцію магматизму і геодинаміки в просторово-часовому аспекті. Розробка згаданої проблеми можлива шляхом використання даних про кореляції петрологических параметрів магматизму, тектоніки, даних по рельєфу і з геофізичних полів тих чи інших структур, регіонів та ін. Така кореляція для СОХ на якісному рівні відзначається в багатьох сучасних публікаціях.
Вибір об'єкта досліджень
1) Обраний сегмент представляє найбільш "древній '' фрагмент літосфери Атлантики (час розкриття порядку 170 млн років).
2) За весь період формування цього фрагмента провідним процесом був стійкий повільний спрединг, швидкість якого була, практично, постійною (
3) Район характеризується мінімальним проявом накладених тектонічних порушень. Число Трансформаційний розломів на одиницю площі тут значно менше в порівнянні з іншими сегментами Атлантики. Менше також і амплітуда трансформного зміщення по цих розломах.
4) Середня частина району (широтна зона між 20 o і 35 o с.ш.) практично позбавлена впливу накладених магматичних процесів. Прояви внутріплітового магматизму чітко виражені лише поблизу кордонів району.
5) Велика частина Сах (від розлому Зеленого мису на 15 o с.ш. до 30 o с.ш.) складена базальтами спредінгових асоціації. Центр Азорського суперплюми припадає приблизно на 45 o с.ш. (За межами району). Зона переходу від спредінгових асоціації до плюмовой розташовується між 30 o і 40 o с.ш. тобто лежить в межах виділеного сегмента.
70 млн років чітко виражені на всьому їх протязі. Видно також, що інтервал простору між ними досить витриманий по обидва боки від осі хребта. При такому стійкому характері розподілу лінійних магнітних аномалій побудова ізохронних профілів видається цілком надійним.
Особливості магматизму і кореляція петрологических параметрів з геофізичними полями
Плюмовой і спредінгових асоціації базальтів надійно ідентифікуються за складом їх гартівних стекол із застосуванням восьмікомпонентной дискримінанти D1, величина якої залежить від РТ умов формування родоначальних розплавів і їх еволюції. Зі збільшенням швидкості спрединга зростає продуктивність магматизму, інтервал РТ умов котектіческой кристалізації, діапазон варіацій складу ТОР, збільшується частка спредінгових асоціацій щодо плюмовой.
При низькій швидкості спрединга розвиток плюмов представляється як незалежний процес, накладений на спрединг. При цьому плюмовой і спредінгових асоціації ТОР різко відособлені в просторі. У північній Атлантиці це чітко простежується на прикладі чіткої локалізації Ісландського і Азорського суперплюми, а також мікроплюмов південніше розламу Зеленого мису, у 22 o і 25 o с.ш. Із зростанням швидкості спрединга кордону між плюмовой і спредінгових асоціаціями зникають.
Реконструкція петрологических параметрів за значеннями аномалії Фая
Рішення поставленого завдання включало два етапи.
2) Уздовж цих профілів були відновлені значення аномалії Фая, показані на рис. 9. Тут горизонтальні лінії відповідають нульового значення аномалії. Позитивні значення виділені червоним кольором.
Мал. 9 дозволяє відзначити такі особливості розподілу аномалії Фая в досліджуваному районі.
1) Уздовж осьової рифтової зони загальна зміна негативних значень аномалії Фая на позитивні (ми маємо на увазі зміну середнього значення, а не перевищення окремих екстремумів) починається на північ від 30 o с.ш. Тут же відбувається перехід від спредінгових асоціацій базальтів до плюмовой (південне закінчення Азорського мегаплюма, див. Вище).
2) Зміна негативних значень на позитивні з півдня на північ відбувається уздовж всіх пар ізохронних профілів. При цьому положення підвищень значень аномалії формують клин, який має симетричний характер: на 5 аномалії по обидва боки від осі хребта перехід до позитивних значень відбувається поблизу 23 o с.ш. вздовж 13 аномалії - приблизно на 30 o. Та ж тенденція зберігається і для 21 і 30 західних аномалій з поступовим зсувом їх позитивних значень на північ зі збільшенням їх віку. Для 21 і 30 східних аномалій ця тенденція порушена, так як зміна негативних значень аномалії на позитивні відбувається тут південніше, на 25 o і 28 o с.ш. відповідно. Зазначений вище клин переходу аномалій від негативних значень до позитивних порушується в осьовій зоні САХ. Це пояснюється тим, що на рівень гравітаційних аномалій у вільному повітрі впливає загальний рівень рельєфу, який в основному визначається ступенем охолодження літосфери в міру віддалення від осі Сах. Введення відповідних корекцій в рівень аномалій у вільному повітрі від профілю до профілю усунуло б різницю середнього фонового значення на профілях в досліджуваному сегменті, але при цьому ні як би не вплинуло б на стан клина, який формується різними значеннями аномалій уздовж профілів. Тому ніяких корекцій не розраховувати.
3) Найбільш стабільне гравітаційне поле і симетрія його розподілу вздовж пар ізохронних профілів зберігається в інтервалі від 20 o до 30 o с.ш. (Приблизно між розломами Кейн і Атлантіс).
Обговорення результатів
Аналіз отриманих результатів призводить до наступного.
Якщо виходити з припущення про те, що кореляція петрологических і геофізичних параметрів, встановлена для нульового віку, зберігається для всього періоду формування літосфери в межах даного регіону (див. Вище), то можна вважати, що підвищення значень аномалії Фая пов'язано з переходом від спредінгових асоціацій базальтів до плюмовой. Звідси випливає, що клинчасте розподіл позитивних аномалій з розширенням на північ обумовлено тим, що в ході формування літосфери регіону за період 67 млн років відбувалося поступове зміщення плюму з півночі на південь.
Порушення симетрії гравітаційного поля в північно-східній частині регіону (уздовж 21 і 30 східних профілів) могло статися в результаті накладення локальних проявів вулканізму з утворенням тут системи підводних гір Атлантіс-Метеор. Ускладнення розподілу аномалії Фая в південно-західній частині регіону також могло бути викликано накладеними геологічними процесами, в цьому випадку пов'язаними з утворенням таких структур як субширотних трог Ройял на західному фланзі Сах.
11 дугових градусів по широті або 1221 км) за період від 30 аномалії (67 млн років) до теперішнього часу, ми отримаємо значення швидкості просування
18 мм / рік, середнє для кайнозою. З огляду на, що глобальні тектонічні процеси на Землі виникають нелінійно (в імпульсному режимі), можна з упевненістю констатувати, що середнє значення швидкості за досить великий період часу завжди будуть менше пікових в окремі епохи. Таким чином, поведінка Азорського мегаплюма в часі, певне за сукупністю найрізноманітніших даних багатьма дослідниками, несуперечливо визначається як нестаціонарне просування на південь з формуванням накладених на стандартну океанічну кору структур.
висновок
Запропонований в цій роботі новий підхід для реконструкції петрологических параметрів магматизму за даними ізохронного профілювання значень аномалій гравітаційного поля представляється перспективним для вирішення завдання про еволюцію магматизму при формуванні океанської літосфери в історичному аспекті. При використанні цього підходу необхідно враховувати ряд обмежень, пов'язаних з нерівномірним щільністю випробування магматичних порід, з різною надійністю магнітометричних даних і різної складністю тектонічної історії при виборі того чи іншого району досліджень. При розвитку цього підходу можливе використання даних по аномалії Бузі і матеріалів по тепловому потоку.
Подяки
література
Грачов А. Ф. Рифтові зони Землі, с. 286, Недра, Москва, 1987.
Klein, E. M. and C. H. Langmuir, Global correlations of ocean ridge basalt chemistry with axial depth and crustal thickness, J. Geophys. Res. 92, 8089-8115, 1987.
Mueller, R. D. W. R. Roest, J. -Y. Royer, L. M. Gahagan, and J. G. Sclater, Digital age map of the ocean floor, SIO Reference Series 93-30. (Ftp://baltica.ucsd.edu/pub/global - age /).
Vogt, P. R. Plumes, subaxial pipe flow, and topography along the mid-oceanic ridge, Earth Planet. Sci. Lett. 29, 309-325, 1976.
Wilson, M. Igneous Petrogenesis, 463 pp. London Unwin Hyman Dostal, Boston, Sidney, Wellington, 1989.