Л. В. Дмитриев1, С. Ю. Соколов2 , Н. С. Соколов3
1ГЕОХИ РАН,
2ГИН РАН,
3МГУ им. Ломоносова
К числу нерешенных, но актуальных проблем геологии дна океана относится проблема эволюции мантийного магматизма при образовании океанской литосферы от начала раскола континентов до ее аккреции в современных структурах срединно-океанических хребтов (СОХ). Прямые и надежные сведения по магматизму относятся лишь к осевым и гребневым частям СОХ, т.е. характеризуют события в интервале примерно 1 млн лет. Расшифровка этих событий по данным петрологии и геохимии свидетельствует о глобальной и локальной неоднородности мантийного источника базальтов, о разном масштабе мантийного апвеллинга и продуктивности магматизма и др. Эти сведения необходимы для суждения о геодинамике формирования литосферы океанов на количественном (статистическом) уровне. Данные опробования магматических пород на внешних флангах СОХ с возрастом до 5-10 млн лет весьма отрывочны, а о составе пород фундамента ложа океанов с возрастом до 150-180 млн лет можно судить лишь по материалам глубоководного бурения. Согласно этим скудным данным базальты ложа океанов по вариациям состава сопоставимы с базальтами СОХ. Это позволяет сделать единственный, но принципиально важный вывод о том, что в глобальном масштабе, в целом геодинамические условия мантийного магматизма в течение всего периода формирования литосферы океанов оставались в тех же пределах, которые установлены для современных структур СОХ. Однако этого материала явно недостаточно для суждения об эволюции магматизма и геодинамики в пространственно-временном аспекте. Разработка упомянутой проблемы возможна путем использования данных о корреляции петрологических параметров магматизма, тектоники, данных по рельефу и по геофизическим полям тех или других структур, регионов и др. Такая корреляция для СОХ на качественном уровне отмечается во многих современных публикациях.
Недавно стали доступными материалы по геофизическим полям океана с высоким разрешением, накапливается новый фактический материал по магматизму СОХ. Это позволяет подойти к оценке корреляции петрологических и геофизических параметров для современного ("zero-age'') этапа формирования СОХ на количественном уровне. Такая оценка была выполнена для наиболее полно изученной северной части Срединно-Атлантического хребта (САХ) [Дмитриев и др., 1999]. В ходе этого исследования была определена устойчивая корреляция между главными параметрами мантийного магматизма, тектоно-магматической сегментацией хребта, значениями аномалий силы тяжести, поверхностью геоида, сейсмичностью и данными томографии. Это рассматривалось как следствие взаимодействия процессов всех уровней (мантийный апвеллинг, тектоника, магматизм и др.), участвующих в формировании СОХ, наблюдаемого в текущий момент времени, и еще не замаскированного будущими геологическими событиями. В результате этого исследования было установлено также, что мантийный магматизм здесь реализуется в условиях двух ясно выраженных в пространстве резко различных геодинамических обстановок, связанных с независимым формированием спрединговых и плюмовых ассоциаций базальтов. Такие ассоциации надежно идентифицируются по вариациям содержаний главных петрогенных элементов в базальтах. Полученные результаты стимулировали попытку реконструировать петрологические параметры магматизма ложа океана в историческом аспекте по вариациям гравитационного поля вдоль линейных магнитных аномалий разного возраста при допущении, что корреляция между этими величинами существенно не меняется со временем. Опыт такой реконструкции составляет задачу настоящего исследования.
Рис. 1 |
1) Выбранный сегмент представляет наиболее "древний'' фрагмент литосферы Атлантики (время раскрытия порядка 170 млн лет).
2) За весь период формирования этого фрагмента ведущим процессом был устойчивый медленный спрединг, скорость которого была, практически, постоянной (~3 мм/год).
3) Район характеризуется минимальным проявлением наложенных тектонических нарушений. Число трансформных разломов на единицу площади здесь значительно меньше по сравнению с другими сегментами Атлантики. Меньше также и амплитуда трансформного смещения по этим разломам.
4) Средняя часть района (широтная зона между 20o и 35o с.ш.) практически лишена влияния наложенных магматических процессов. Проявления внутриплитового магматизма отчетливо выражены лишь вблизи границ района.
5) Большая часть САХ (от разлома Зеленого мыса на 15o с.ш. до 30o с.ш.) сложена базальтами спрединговой ассоциации. Центр Азорского суперплюма приходится примерно на 45o с.ш. (за пределами района). Зона перехода от спрединговой ассоциации к плюмовой располагается между 30o и 40o с.ш., т.е. лежит в пределах выделенного сегмента.
Рис. 2 |
Рис. 3 |
Рис. 4 |
Как упоминалось, при формировании современных СОХ мантиный магматизм проявляется в условиях двух принципиально различных геодинамических обстановок - плюмовой и спрединговой. Детальная характеристика петролого-геохимических особенностей магматизма СОХ и обоснование связи геодинамических обстановок с формированием специфических ассоциаций базальтов дается в работах [Дмитриев, 1998; Дмитриев и др., 1999]. Здесь мы ограничимся лишь теми сведениями, которые необходимы для решения поставленной задачи. Плюмовая ассоциация базальтов образуется при интенсивном подъеме вещества мантии с глубин от 400 до 700 и более км (возможно до нижней мантии) и его частичном плавлении при повышенной температуре (более 1400o С), дающем начало базальтовому магматизму. Ассоциация включает три группы ТОР (Толеиитовые базальты Океанических Рифтов): ТОР-1 - наиболее распространенная группа, родоначальные расплавы которой отделяются от мантийного источника при относительно высоких значениях температуры и давления. Большинство этих базальтов относятся к геохимическому N-type по [Wilson, 1989] с признаками слабого обогащения. Группа ТОР-Fe, представляющая базальты, обогащенные железом - продукты внутрикамерной дифференциации ТОР-1. Группа редких ТОР-К - наиболее глубинных и высокотемпературных базальтов. Эти базальты геохимически заметно обогащены и относятся к T-type по [Wilson, 1989]. Развитие плюмовой ассоциации сопровождается высокой продуктивностью вулканизма, образованием базальтового слоя повышенной мощности и формированием положительных форм рельефа.
Спрединговая ассоциация базальтов образуется при медленном подъеме вещества мантии с относительно небольшой глубины (менее 400 км). Ее плавление происходит при температуре ниже 1400o С. Для спрединговой ассоциации характерна низкая продуктивность вулканизма и образование маломощного базальтового слоя, вплоть до его отсутствия. Ассоциция включает наиболее распространенную группу обедненных базальтов ТОР-2 (N-type) и группу ТОР-Na (менее распространенная разность наиболее обедненных ТОР-2 с повышенным содержанием натрия).
Плюмовая и спрединговая ассоциации базальтов надежно идентифицируются по составу их закалочных стекол с применением восьмикомпонентной дискриминанты D1, величина которой зависит от РТ условий формирования родоначальных расплавов и их эволюции. С увеличением скорости спрединга возрастает продуктивность магматизма, интервал РТ условий котектической кристаллизации, диапазон вариаций состава ТОР, увеличивается доля спрединговых ассоциаций относительно плюмовых.
При низкой скорости спрединга развитие плюмов представляется как независимый процесс, наложенный на спрединг. При этом плюмовые и спрединговые ассоциации ТОР резко обособлены в пространстве. В северной Атлантике это отчетливо прослеживается на примере четкой локализации Исландского и Азорского суперплюмов, а также микроплюмов южнее разлома Зеленого мыса, у 22o и 25o с.ш.. С возрастанием скорости спрединга границы между плюмовыми и спрединговыми ассоциациями исчезают.
Рис. 5 |
Рис. 6 |
Рис. 7 |
Решение поставленной задачи включало два этапа.
Рис. 8 |
Рис. 9 |
Рис. 9 позволяет отметить следующие особенности распределения аномалии Фая в исследуемом районе.
1) Вдоль осевой рифтовой зоны общая смена отрицательных значений аномалии Фая на положительные (мы имеем ввиду смену среднего значения, а не превышения отдельных экстремумов) начинается к северу от 30o с.ш. Здесь же происходит переход от спрединговых ассоциаций базальтов к плюмовым (южное окончание Азорского мегаплюма, см. выше).
2) Смена отрицательных значений на положительные с юга на север происходит вдоль всех пар изохронных профилей. При этом положения повышений значений аномалии формируют клин, имеющий симметричный характер: на 5 аномалии по обе стороны от оси хребта переход к положительным значениям происходит вблизи 23o с.ш., вдоль 13 аномалии - примерно на 30o. Та же тенденция сохраняется и для 21 и 30 западных аномалий с постепенным сдвигом их положительных значений к северу с увеличением их возраста. Для 21 и 30 восточных аномалий эта тенденция нарушена, так как смена отрицательных значений аномалии на положительные происходит здесь южнее, на 25o и 28o с.ш. соответственно. Отмеченный выше клин перехода аномалий от отрицательных значений к положительным нарушается в осевой зоне САХ. Это объясняется тем, что на уровень гравитационных аномалий в свободном воздухе влияет общий уровень рельефа, который в основном определяется степенью остывания литосферы по мере удаления от оси САХ. Введение соответствующих коррекций в уровень аномалий в свободном воздухе от профиля к профилю устранило бы разницу среднего фонового значения на профилях в исследуемом сегменте, но при этом ни как бы не повлияло бы на положение клина, формируемого разными значениями аномалий вдоль профилей. Поэтому никаких коррекций не рассчитывалось.
3) Наиболее стабильное гравитационное поле и симметрия его распределения вдоль пар изохронных профилей сохраняется в интервале от 20o до 30o с.ш. (примерно между разломами Кейн и Атлантис).
Анализ полученных результатов приводит к следующему.
Если исходить из допущения о том, что корреляция петрологических и геофизических параметров, установленная для нулевого возраста, сохраняется для всего периода формирования литосферы в пределах данного региона (см. выше), то можно считать, что повышение значений аномалии Фая связано с переходом от спрединговых ассоциаций базальтов к плюмовым. Отсюда следует, что клинообразное распределение положительных аномалий с расширением к северу обусловлено тем, что в ходе формирования литосферы региона за период 67 млн лет происходило постепенное смещение плюма с севера на юг.
Нарушение симметрии гравитационного поля в северо-восточной части региона (вдоль 21 и 30 восточных профилей) могло произойти в результате наложения локальных проявлений вулканизма с образованием здесь системы подводных гор Атлантис-Метеор. Осложнение распределения аномалии Фая в юго-западной части региона также могло быть вызвано наложенными геологическими процессами, в этом случае связанными с образованием таких структур как субширотный трог Ройял на западном фланге САХ.
В целом, показанный здесь материал не противоречит известным представлениям о динамике формирования плюмов и их взаимодействии со спредингом в системе срединно-океанических хребтов, о миграции плюмов и о результатах этого процесса, записанных в петрологических параметрах магматизма и в геофизических и геоморфологических особенностях литосферы, например, [Грачев, 1987; Ito and Lin, 1995; Ribe et al., 1995; Schilling, 1991; Sleep, 1996; Vogt, 1976; White et al., 1995; Yale and Phipps Morgan, 1998]. Результаты исследования миграции Азорского мегаплюма за последние 10 млн лет, основанные на детальном сопоставлении подробных материалов по морфологии, тектонике, гравитационному полю, томографии САХ и взаимоотношению магнитометрических данных с батиметрией в интервале 36-40o с.ш. с данными петрологического моделирования приведены в работе [Cannat et al., 1999]. Согласно этому исследованию, миграция Азорского мегаплюма имеет место со скоростью 60 мм/год в течение последних нескольких млн лет. Если согласиться с тем фактом, что обсуждаемый в данной статье клин аномалий Фая является следствием продвигающейся на юг в течение всего кайнозоя зоны плюмового магматизма, то угол наклона этого клина в координатах пространства (расстояние вдоль САХ)/время (возраст аномалии профиля) даст нам среднее значение скорости этого продвижения. Считая, что фронт плюма, выявленный по клину аномалий Фая, продвинулся приблизительно от широты разлома Океанограф до широты разлома Кейн (~11 дуговых градусов по широте или 1221 км) за период от 30 аномалии (67 млн лет) до настоящего времени, мы получим значение скорости продвижения ~18 мм/год, среднее для кайнозоя. Учитывая, что глобальные тектонические процессы на Земле проистекают нелинейно (в импульсном режиме), можно с уверенностью констатировать, что среднее значение скорости за довольно большой период времени всегда будут меньше пиковых в отдельные эпохи. Таким образом, поведение Азорского мегаплюма во времени, определенное по совокупности самых разнообразных данных многими исследователями, непротиворечиво определяется как нестационарное продвижение на юг с формированием наложенных на стандартную океаническую кору структур.
Выполненное исследование показывает, что в ходе формирования литосферы Атлантики в пределах выбранного района геодинамическая обстановка, соответствующая условиям образования плюмов, существовала не менее 60-70 млн лет. Смещение плюмовых ассоциаций базальтов за этот период времени на значительное расстояние (здесь не менее 1200 км) при сравнительно постоянной скорости спрединга свидетельствует о том, что формирование плюмов не зависит от спрединга и является по отношению к нему наложенным процессом. Этот вывод подтверждает заключение о независимости обоих процессов, выссказанное в [Дмитриев и др., 1999].
Предложенный в этой работе новый подход для реконструкции петрологических параметров магматизма по данным изохронного профилирования значений аномалий гравитационного поля представляется перспективным для решения задачи об эволюции магматизма при формировани океанской литосферы в историческом аспекте. При использовании этого подхода необходимо учитывать ряд ограничений, связанных с неравномерной плотностью опробования магматических пород, с разной надежностью магнитометрических данных и разной сложностью тектонической истории при выборе того или иного района исследований. При развитии этого подхода возможно использование данных по аномалии Буге и материалов по тепловому потоку.
Грачев А. Ф., Рифтовые зоны Земли, с. 286, Недра, Москва, 1987.
Дмитриев Л. В., Вариации состава базальтов срединно-океанических хребтов как функция геодинамической обстановки их формирования, Петрология, 6, (4), 340-362, 1998.
Дмитриев Л. В., Соколов С. Ю., Мелсон В. Г., О'Хирн Т., Плюмовая и спрединговая ассоциации базальтов и их запись в петрологических и геофизических параметрах северной части Срединно-Атлантического хребта, Российский журнал Наук о Земле, 1, (6), 1999.
Cande, S. C., and D. V. Kent, A new geomagnetic polarity time scale for the Late Cretaceous and Cenozoic, J. Geophys. Res., 97, 13,917-13,951, 1992.
Cande, S. C., J. L. LaBrecque, R. L. Larson, and W. C. Pitman, III, X. Golovchenko, and W. F. Haxby, Magnetic Lineations of World's Ocean Basins (map), Amer. Ass. Petrol. Geol., Tulsa, OK, 1989, Digitized Set by G. Cole, Global Relief Data CD. NOAA Product # 1093-A27-001, 1993.
Cannat, M., A. Briais, C. Deplus, J. Escarti, J. Georgen, J. Lin, S. Mercouriev, C. Meyzen, M. Muller, G. Pouliquen, A. Rabain, and P. da Silva, Mid-Atlantic Ridge-Azores hotspot interactions: along-axis migration of a hotspot-derived event of enhanced magmatism 10 to 4 Ma ago, Earth Planet. Sci. Lett., 173, 257-269, 1999.
ETOPO5, Global Relief Data CD, NOAA Product # G01093-CDR-A0001, 1993.
Ito, G., and J. Lin, Oceanic spreading center–hotspot inter-actions: constraints from along-isochron bathymetric and gravity anomalies, Geology, 23, 657-660, 1995.
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.
Lemoine, F. G. et al., The Development of the NASA GSFC and DMA Joint Geopotential Model, International Symposium on Gravity, Geoid and Marine Geodesy (GraGeoMar96), Univ. of Tokyo, Tokyo, Japan, Sept. 30-Oct. 5. 1996, Geoid Undulation Grid from EGM96, NASA-NIMA, 1996 (http://cddis.gsfc.nasa.gov/926/egm96/egm96.html).
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/).
Ribe, N. M., U. R. Christensen, and J. Theissing, The dynamics of plume-ridge interaction, 1: ridge-centered plumes, Earth Planet. Sci. Lett., 134, 155-168, 1995.
Ridge Petrological Data Base, Lamont Doherty Earth Observatory, 2000 (http://petdb.ldeo.columbia.edu).
Sandwell, D. T., and W. H. F. Smith, Marine Gravity Anomaly from Satellite Altimetry, map Geological Data Center, Scripps Institution of Oceanography, 1995.
Sandwell, D. T., and W. H. F. Smith, Marine Gravity Anomaly from Geosat and ERS-1 Satellite Altymetry, J. Geophys. Res., 102, (B5), 10,039-10,054, 1997 (ftp://topex.ucsd.edu/pub/).
Schilling, J. -G., Fluxes and excess temperatures of mantle plumes inferred from their interaction with migrating mid-ocean ridges, Nature, 352, 397-403, 1991.
Sleep, N. H., Lateral flow of hot plume material ponded at sublithospheric depths, J. Geophys. Res., 101, 28,065-28,083, 1996.
Smith, W. H. F., and D. T. Sandwell, Global Seafloor Topography from Satellite Altimetry and Ship Depth Soundings, Science, 277, (5334), Sept. 26, 1997 (ftp://topex.ucsd.edu/pub/, http://edcwww.cr.usgs.gov/landdaac/gtopo30/).
Vogt, P. R., Plumes, subaxial pipe flow, and topography along the mid-oceanic ridge, Earth Planet. Sci. Lett., 29, 309-325, 1976.
Volcanic Deep Sea Glass Data Base, W. G. Melson et al., Smithsonian Institution. Department of Mineral Sciences, 2000.
White, R. S., J. W. Bown, and J. R. Smallwood, The temperature of the Iceland plume and origin of outward-propagating V-shaped ridges, J. Geol. Soc. London, 152, 1039-1045, 1995.
Wilson, M., Igneous Petrogenesis, 463 pp., London Unwin Hyman Dostal, Boston, Sidney, Wellington, 1989.
Yale, M. M., and J. Phipps Morgan, Asthenosphere flow model of hotspot - ridge interactions: a comparison of Iceland and Kerguelen, Earth Planet. Sci. Lett., 161, 45-56, 1998.
Zhang, Y. -S., and T. Tanimoto, Ridges, hotspots and their inter-action as observed in seismic velocity maps, Nature, 355, 45-49, 1992.