Особенности вулканизма и геодинамика области тройного сочленения Буве (стр. 2 из 10)
Район сочленения палеоструктур САХ и АмАХ имеет сложное строение. На крайнем западе района рифтовые горы АмАХ непосредственно переходят в рифтовые горы САХ. Ближе к Граничному прогибу многие структуры как САХ, так и АмАХ деформированы, что проявилось в изменении их простираний. По мнению, высказанному в работе [Сколотнев, 2000], такое строение дна отражает обстановку сжатия при его формировании.
Зона сочленения палеоструктур САХ, 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 между 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. Эта часть Антарктической плиты также характеризуется обстановкой сжатия [Сколотнев, 2000].
Гора Шона расположена в районе 54o32
ю.ш. 5o50 з.д. Она состоит из двух поднятий, главное из которых имеет округлую форму с ровной вершинной поверхностью. Диаметр у основания - 9 км, минимальная глубина вершины 925 м. К востоку от него расположены 2 мелких вулканических конуса 1 км диаметром и глубиной 1500 м. Второе поднятие глубиной 1650 м расположено юго-восточнее. В вершинной части имеется 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 структур не типичных для гребневых частей срединно-океанических хребтов, развитых как на дивергентных границах, так и внутри плит. Это не позволяет однозначно трактовать геодинамику этого района и его геологическую эволюцию. Существует несколько моделей геологического 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 устойчивое развитие тройного сочленения при конфигурации хребет-разлом-разлом, продолжавшееся около 20 млн лет, нарушилось около 10 млн лет назад. С тех пор ТСБ неоднократно меняло свою конфигурацию, при этом периодически возникали напряженные состояния на участках плит, примыкающих к тройному сочленению. Общая направленность развития состоит в проградации АфАХ и АмАХ к северу и миграции вулкано-тектонической активности САХ в этом же направлении. 2-2,5 млн лет назад развитие тройного сочленения осложнилось плюмовой активностью, локализованной в районе хребта Шписс. Современная конфигурация тройного сочленения сложилась около 1 млн лет назад, при этом по нашему мнению [Пейве и др., 1995] ТСБ не может быть аппроксимировано 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 Африкано-Антарктического хребта базальты и их более кислые дериваты получены из рифтовой 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 постройка в привершинной кальдерной (станции G9611 и G9612) и в нижней части ее склона (станция G9613), также получены образцы с нескольких более мелких вулканов (рис. 1, табл. 1). Два из них располагаются на одной линии по обе стороны от кальдеры Шписс (на западе - станция G9614, на востоке - станция G9616) и, возможно, маркируют разломную зону. К северу от кальдеры в осевой части хребта Шписс изучен побочный вулкан (станция G9615). Поднятые образцы отличаются, прежде всего тем, что среди них преобладают сильно пористые разности. Вулканиты с пористостью около 10-15% в виде фрагментов пиллоу встречены на станции G9615. Более пористые разности (20-50%) образуют пиллоу причудливой уплощенной формы с несколькими зонами закалки внутри пиллоу, с многочисленными крупными пустотами, а также являются фрагментами кровлевой части лавовых потоков типа пахое-хое. Они обладают отчетливой флюидальной текстурой, обусловленной субпараллельным расположением вытянутых везикул и распространены, главным образом, в прикальдерной части вулкана. Наиболее пористые образования (до 80%) встречены в виде угловатых обломков небольших размеров (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 зависимость пористости вулканитов, слагающих пиллоу и лавовые потоки, от их гипсометрического положения: чем выше по склону расположены базальты, тем больше их пористость.
Среди поднятых вулканитов преобладают афировые разности, часть из них содержит небольшое количество, как правило, не более 1% вкрапленников плагиоклаза, оливина и клинопироксена. С помощью микрозонда изучены составы единичных зерен плагиоклаза: An66 в образце G9614/27, клинопироксена: Fs20 в образце G9612/30 и оливина: Fo86 в образце G9616/4 (табл. 2, 3, 4).
Структура основной массы изученных вулканитов отличается, как правило, плохой степенью раскристаллизации и состоит из мелких микролитов плагиоклаза состава An 42-48 (табл. 2), клинопироксена, иногда окрашенного в розоватый цвет, и рудного минерала. Для сильно пористых разностей, слагающих шлаки и кровлевые участки лавовых потоков, свойственна гиаломелановая структура основной массы, характеризующаяся обильным выделением тончайших кристаллитов рудного минерала в слабо раскристаллизованном матриксе.
Степень изменения вулканитов хребта Шписс находится в определенной зависимости от их текстурно-структурных особенностей. Слабо и умеренно пористые разности имеют свежий облик, в них отмечается лишь небольшое количество глауконита (табл. 5), частично заполняющего везикулы в пределах зоны темного гало, развитого вдоль трещин контракции пиллоу. Сильно пористые разности часто имеют красный цвет в силу обильного осаждения в них окислов и гидроокислов железа. В некоторых окисленных образцах наблюдаются также весьма специфические новообразования, дающие тонкодисперсные выделения желтого цвета на поверхности отдельных везикул. Это полиминеральный агрегат, состоящий из очень мелких (~1 мк) плохо раскристаллизованных зерен, что затрудняет определение их состава. В табл. 5 приведены наиболее корректные результаты микрозондового анализа этих новообразований. Они наиболее близки к клинопироксену и ортоклазу. Новообразования подобного вида и близкого состава описаны среди молодых наземных базальтов, как продукты пневматолитового метасоматоза [Сколотнев, 1984].
Имеются также очень сильно измененные вулканиты, преобразование которых происходило 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 нонтронитом (табл. 5).
Таким образом, анализ текстурно-структурных особенностей вулканитов хребта Шписс позволяет предположить, что в ходе становления этого хребта типичные подводные излияния пиллоу лав при наращивании конуса вулканической постройки сменялись излияниями менее вязких лав, дающих при застывании сильно пористые вулканиты, формирующиеся в сильно окислительной обстановке. Вероятно, что раньше часть кальдеры Шписс выступала над поверхностью океана, о чем свидетельствуют продукты пневматолитового метасоматоза и гиаломелановая структура основной массы. В результате активной поствулканической деятельности в прикальдерной части происходили окисление и гидротермальные изменения шлаков и базальтов.
Петрографическая характеристика вулканитов с сегмента АфАХ, расположенного юго-восточнее разлома Буве, из рифтовой долины (станции S1815-17, 22-27, 30, 31, 36, 37), с флангов хребта (станции S1828, 29, 32, 33, 35, 40-44) и со склонов поднятия острова Буве (станции S1813, 14, 19-21) приведена в предыдущих работах [Пейве и др., 1995]. Важно подчеркнуть следующее. Каменный материал, поднятый со склона поднятия, близок к таковому, полученному со склонов кальдеры Шписс. Существенным отличием 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. Последний факт свидетельствует о том, что поднятие острова Буве имеет тектоно-вулканическую природу. Среди базальтов, поднятых из рифтовой долины, преобладают умеренно и слабо пористые разности. Там, где рифтовая долина пересекает поднятие острова Буве, возрастает роль окатанного материала и сильно пористых вулканитов. Разнообразие фланговых базальтов в целом совпадает с таковым для рифтовой долины, но среди них больше измененных пород.
Разлом Буве детально опробован в 18-м рейсе на одном протяженном поперечном профиле драгирования (станции S1806-S1812). Следует отметить, что среди полученных базальтов преобладают непористые или слабо пористые, измененные разности, содержащие хлорит, смектит, карбонаты. На станциях S1807 и S1810 поднято небольшое количество сильно пористых вулканитов, в том числе похожих на вулканические бомбы.