1. На главную
  2. Электронные версии
  3. Океанология
  4. T. 62, № 1, 2022

Океанология, 2022, T. 62, № 1, стр. 135-150

К вопросу о магматизме и природе поднятия Афанасия Никитина в свете находки циркона с возрастом около трех млрд лет

Н. М. Сущевская 1, *, О. В. Левченко 2, **, Б. В. Беляцкий 3, ***

1 Институт геохимии и аналитической химии им. В.И. Вернадского РАН
Москва, Россия

2 Институт океанологии им. П.П. Ширшова РАН
Москва, Россия

3 Всероссийский научно-исследовательский геологический институт им. А.П. Карпинского (ФГБУ “ВСЕГЕИ”)
Санкт-Петербург, Россия

* E-mail: nadyas@geokhi.ru
** E-mail: olevses@mail.ru
*** E-mail: bbelyatsky@mail.ru

Поступила в редакцию 28.05.2021
После доработки 08.07.2021
Принята к публикации 18.08.2021

Полный текст (PDF)

Аннотация

В базальтах поднятия Афанасия Никитина нами впервые обнаружен циркон с возрастом 2.9 миллиардов лет, что намного древнее всех существующих датировок его вулканических пород. Такой возраст характерен для пород континентальной коры восточной части Индостана или Антарктиды. Проведенный анализ выявил геохимическое сходство магм поднятия Афанасия Никитина с магмами поднятия Конрад и их отличие от магм поднятия Крозе, что обусловлено различными условиями их формирования. Поднятия Конрад и Афанасия Никитина сформированы одной и той же горячей точкой Конрад вблизи спредингового Индо-Антарктического хребта около 80–90 млн лет назад. Эта точка была сателлитом гигантского плюма Кергелен, действующего в восточной части Индийского океана с мелового периода до настоящего времени. При взаимодействии плюма с древней палеоспрединговой зоной плюмовые магмы изливались в области спредингового центра с формированием Восточно-Индийского хребта и распространялись вдоль спрединговой зоны до области образования поднятий Конрад и Афанасия Никитина. В процессе взаимодействия плюма Кергелен со спрединговой зоной и трансформными разломами могли оставаться неспрединговые блоки древней континентальной литосферы Гондваны.

Ключевые слова: поднятие Афанасия Никитина, Индийский океан, мантийный плюм, спрединг, литосфера, хребет, разлом, базальт, толеит, циркон

ВВЕДЕНИЕ

В Индийском океане множество больших внутриплитных поднятий, природа которых остается во многом дискуссионной и уточняется по мере получения новых данных. Многие из этих поднятий, расположенные на удалении от современной системы срединно-океанических хребтов Индийского океана (Карлсберг, Центрально-Индийского, Юго-Западного Индийского и Юго-Восточного Индийского), сформировались на ранней стадии эволюции его восточной части. Их происхождение связывают с магматизмом мантийных плюмов и более коротко живущих горячих точек (Кергелен, Реюньон, Крозе, Конрад и Марион). Одной из таких больших внутриплитных структур является поднятие Афанасия Никитина в Центрально-Индийской котловине между протяженными субмеридиональными асейсмичными линейными вулканическими хребтами Восточно-Индийским (хребет Девяностого градуса в зарубежной литературе) и Мальдивским (Чагос-Лаккадивский) (рис. 1).

Рис. 1.

(а) Рельеф дна и основные морфоструктуры Индийского океана. ЮЗИХ – Юго-Западный Индийский хребет, ЮВИХ – Юго-Восточный Индийский хребет, ЦИХ – Центральный Индийский хребет, ХК – хребет Карлсберг; АН – поднятие Афанасия Никитина, МП – Маскаренское плато, СБ – Сейшельская банка, ПГД – поднятие Гульден-Драак, ПБ – поднятие Батавиа, ПЗ – плато Зенит, ПВ – плато Валлаби. Звездочка – горячая точка. (б) Поднятие Афанасия Никитина, место отбора образца М2-29-7 с древним цирконом.

Существование в пределах Индийского океана многочисленных поднятий, которые являются микроконтинентами (Гульден-Драак, Батавиа, Валлаби, Зенит и другие) [4], ставит вопрос о возможности формирования поднятий в специфических геодинамических условиях. Древняя континентальная кора может залегать под некоторыми молодыми вулканами океанских островов [4, 7, 30, 31], внося соответствующие компоненты в их химический и изотопный состав [31].

В данной статье сообщается о результатах определения абсолютного возраста базальта из поднятия Афанасия Никитина, который оказался существенно большим, чем было известно до сих пор. Возможно, эти данные позволят дополнить существующие представления о происхождении поднятия Афанасия Никитина. Также будет показана геохимическая специфика и природа обогащенных примесных компонентов в магматических породах поднятия, и геодинамические условия его образования вблизи древнего спредингового хребта, разделявшего Индийскую и Антарктическую плиты на ранней стадии эволюции Индийского океана, при воздействии находившейся рядом горячей точки.

ИЗУЧЕННОСТЬ И СТРОЕНИЕ ПОДНЯТИЯ АФАНАСИЯ НИКИТИНА

Морфология и строение коры поднятия Афанасия Никитина

Подводное поднятие Афанасия Никитина – большой горный массив в Центральной котловине Индийского океана, представляет собой вытянутое в меридиональном направлении плато размерами 100 × 300 км с сильно расчлененным рельефом дна (рис. 1) [9]. Оно расположено примерно между 82.25° и 83.5° в.д. от 2° до 5° ю.ш. в зоне трансформного разлома “Индира” (~83° в.д.). Вершина поднятия, одноименная гора Афанасия Никитина, была открыта в 31-м рейсе НИС “Витязь” в 1959 г. [1]. Минимальная глубина ее вершины 1549 м при средней высоте плато 3500 м над дном прилегающей котловины. Большой комплекс геолого-геофизических исследований выполнен на поднятии Афанасия Никитина в 20-м рейсе НИС “Академик Мстислав Келдыш” в 1990 г. [17]. В его северо-западной части и на самой горе Афанасия Никитина было проведено детальное изучение структуры поднятия с помощью глубоководных обитаемых аппаратов (ГОА) “Мир”. Во время погружений ГОА визуально выявлены овальные и изометричные формы рельефа, интерпретированные как фронты лавовых потоков. В них обнажаются базальты, представленные типичными трубчатыми и подушечными лавами. Также визуально с ГОА “Мир” наблюдались признаки разрывной тектоники в виде линейных структур и зон растяжения меридионального, широтного и северо-восточного простирания. В рейсе SO258/1 НИС “Зонне” (ФРГ) в 2017 г. на поднятии Афанасия Никитина выполнена попутная батиметрическая съемка многолучевым эхолотом [14, 72].

Длительное время поднятие Афанасия Никитина оконтуривалось нулевой изопахитой, как область, лишенная осадочного покрова [например, 6], т.к. геофизические исследования здесь ограничивались эхолотным промером. В 25-м рейсе НИС “Дмитрий Менделеев” 1980 г. было выполнено непрерывное сейсмическое профилирование (НСП) вдоль регионального профиля через основное плато и съемка на полигоне в районе горы Афанасия Никитина [13]. В результате установлено наличие на поднятии слоя акустически прозрачных осадков, мощность которых контролируется рельефом фундамента, сокращаясь до менее 100 м на его выступах и возрастая до более 400 м в депрессиях. На основании корреляции разрезов НСП с результатами глубоководного бурения в регионе и отбора осадков геологической трубкой в 25-м рейсе в районе горы Афанасия Никитина, выполнена оценка возраста и типа этих отложений. Осадочный покров поднятия, по-видимому, представляет собой кайнозойский карбонатный разрез от верхнего палеоцена до плейстоцена, накопившийся в условиях нормальной пелагической седиментации. Это подтверждает и в целом согласное обтекание осадками неровностей поверхности фундамента. Многочисленные разломные уступы и грабены в фундаменте на профилях НСП свидетельствуют о влиянии тектонических процессов на формирование морфологии поднятия. Отражающая граница в средней части прозрачного слоя может соответствовать поверхности несогласия, связанной с тектонической активизацией в среднем миоцене. Осадочные породы верхнепалеоценового-среднемиоценового возраста представлены глубоководными литифицированными известняками.

Одновременно с 20-м рейсом НИС “Академик Мстислав Келдыш” НПО “Южморгеология” на НИС “Исследователь” выполнено в районе поднятия Афанасия Никитина глубинное многоканальное сейсмическое профилирование [11]. Установлено, что под платообразным основанием поднятия Афанасия Никитина мощность коры на 3–5 км больше, чем в прилегающей Центральной котловине. На полученных сейсмических разрезах выше границы Мохо внутри кристаллической коры выделена серия наклонных границ, интерпретированных как тектонические поверхности срыва и скольжения, а также зоны сжатия и растяжения. Эти нарушения и деформации связаны с ранней спрединговой стадией формирования поднятия Афанасия Никитина до образования осадочного чехла. Также были выявлены позднейшие компрессионные тектонические деформации (надвиги, взбросы, линзовидные тела выдавливания) раннеэоценового и позднемиоценового-четвертичного возраста. Эти деформации поднятия и чешуйчато-надвиговую структуру поднятия связывали со сдвиговыми перемещениями блоков коры вдоль разлома Индира [11]. Несогласие в осадочном покрове основного плато поднятия Афанасия Никитина, прослеживающееся на этих профилях, интерпретировали как миоценовое [49].

Коренные породы поднятия Афанасия Никитина

Относительно источников магматизма поднятия Афанасия Никитина высказывались разные идеи, которые уточнялись по мере получения новых геолого-геофизических данных. В 25-м рейсе НИС “Дмитрий Менделеев” с вершинной части горы Афанасия Никитина подняты обломки известняков с галькой базальтов. В 20-м рейсе НИС “Академик Мстислав Келдыш” во время погружений на ГОА “Мир” на поднятии Афанасия Никитина в интервале глубин 5050–1570 м было отобрано 35 образцов коренных пород [10, 17]. Исследование подводных склонов поднятия показало, что его фундамент сложен щелочными базальтами и пикрит-базальтами, а подводная гора в северной части – трахибазальтами и трахитами.

Поднятие Афанасия Никитина было основным объектом при драгировании в рейсе SO258/1 НИС “Зонне” на 18 станциях, регулярно расположенных между его южной и северной окраинами. В основном пробы были отобраны на всем протяжении основного плато, сформировавшегося на ранней стадии вулканизма. В то время как из двух более молодых подводных гор поздней стадии на севере успешно был отобран только один образец. Поднятые афировые и порфировые вулканические породы и места отбора образцов подробно описаны в рейсовом отчете [72].

Изучению полученных на поднятии Афанасия Никитина пород посвящено несколько детальных статей [10, 18, 33, 54 и другие], в которых была установлена существенная гетерогенность плавящегося источника. При этом нижнюю часть поднятия на глубинах 5050–4570 м слагают потоки оливин порфировых базальтов, содержащих высокомагнезиальные оливины (Fo88-86). Выше по склону на глубинах 4400–3900 м встречены плагиоклаз-порфировые базальты и долериты. К этому горизонту относится и анализируемый нами ниже образец М2-29 из 20-ого рейса НИС “Академик Мстислав Келдыш”. Гора Афанасия Никитина, опробованная с глубины 3390 м и до вершины, сложена потоками плагиоклаз – (оливин) – порфировых базальтов. Возраст трахибазальтов и известняков, поднятых здесь в рейсе CD28 НИС “Чарльз Дарвин” в 1987 г. составлял 71–56 млн лет [54].

Для многих образцов отмечается пористость, достигающая 10–35% [54]. Выше по склону встречаются вулканические брекчии, количество которых увеличивается к вершине горы. В нижних частях пирокластической толщи встречаются обломки трахитов, сцементированных карбонатом. В привершинной зоне в известняках обнаружена галька трахитов. Из анализа карбонатного цемента брекчий в пелагических осадках рядом с поднятием возраст его образования определен как 71–72 млн лет [16]. Возраст гайотов верхней части горы Афанасия Никитина около 67 млн лет [49] показывает, что после главного этапа формирования плато около 80–73 млн лет назад, спустя 10 млн лет, образуются вулканические постройки в близповерхностных условиях. Изучение каменного материала поднятия Афанасия Никитина показало большую геохимическую гетерогенность лав. Но, в целом, магмы объединяются в три серии: (1) плагиоклаз порфировые базальты, формирующие цоколь поднятия, (2) трахибазальты горы Афанасия Никитина и (3) обогащенные оливин-порфировые базальты подводного паразитического конуса [33, 49].

История формирования поднятия Афанасия Никитина

История формирования поднятия Афанасия Никитина до сих пор остается дискуссионной, а взгляды на его происхождение неоднократно менялись. Вначале его относили к глыбовым структурам вулканического происхождения с океаническим типом коры позднемелового возраста [6], образующим вместе с расположенными южнее поднятиями протяженный меридиональный хребет [9]. Полагали, что поднятие Афанасия Никитина, расположенное в зоне протяженного трансформного разлома “Индира”, имеет одинаковую природу с соседними гигантскими “асейсмичными” хребтами Восточно-Индийским и Мальдивским, которые могли образоваться в результате мощных излияний базальтов в подобных разломных зонах [например, 6, 55].

Позже появилась гипотеза, что поднятие Афанасия Никитина образует единую субмеридиональную структуру с хребтом 85° в.д. в Бенгальском заливе как след горячей точки Крозе на Индийской плите [38]. Примерно около 117 млн лет назад горячая точка Крозе сформировала траппы Раджмахал на континентальном участке Индийской плиты. Затем в процессе дрейфа плиты на север в ее океанической части последовательно были построены хребет 85° в.д. и поднятие Афанасия Никитина. Само поднятие образовалось в то время, когда горячая точка Крозе находилась вблизи оси древнего спредингового Индо-Антарктического хребта между Индийской и Антарктической плитами [48]. После чего она образовала острова Крозе на Антарктической плите, под которыми находится и сейчас.

Альтернативно образование поднятия Афанасия Никитина связывали с активностью другой горячей точки, расположенной сейчас под восточной частью плато Конрада на Антарктической плите [60]. Эта гипотеза “горячей точки”, которую сами авторы считали “провокационной” [48], долгое время оставалась актуальной, меняясь только в деталях. Сам К.С. Кришна [48] считал, что северная (собственно хребет 85° в.д.) и южная (плато Афанасия Никитина) части этой единой структуры образованы на Индийской плите примерно одновременно разными источниками. Хребет формировался с ~85 до 60 млн лет назад во время дрейфа плиты на север как след горячей точки, располагавшейся на севере Бенгальского залива у восточной окраины Индостана. Плато после своего образования 80–73 млн лет назад вблизи спредингового Индо-Антарктического хребта дрейфовало вместе с Индийской плитой, пока не достигло этой горячей точки 60 млн лет назад. И уже с ее активностью связана вторая фаза магматизма на поднятии Афанасия Никитина, когда образовалась одноименная и другие подводные горы на основном плато. Однако позже он предположил [49], что хребет 85° в.д. и поднятие Афанасия Никитина не являются единой структурой, а были образованы из разных мантийных источников во внутриплитной обстановке: “горячей точкой хребет 85° в.д.” и “горячей точкой Конрад” (как ранее [60]), соответственно.

Следует отметить, что эта гипотеза происхождения хребта 85° в.д. как следа “горячей точки” c самого начала вызывала сомнение из-за его криволинейности, которая не согласуется с прямолинейным следом на Индийской плите двух других горячих точек западнее (Чагос-Лаккадивский хребет, горячая точка Реюньон) и восточнее (Восточно-Индийский хребет, горячая точка Кергелен). Авторы предположили существование короткого периода вращения Индийской плиты около 84 млн лет назад [38], хотя, на наш взгляд, это не объясняет подобную несогласованность. Другим артефактом является область, так называемых “погребенных холмов” (buried hills), в полосе юго-запад – северо-восточного простирания между 5° с.ш. (южный конец меридионального хребта 85° в.д.) и 2° с.ш. (северная окраина) плато Афанасия Никитина. Это понадобилось для их объединения в единую структуру следа горячей точки. Однако детальными геофизическими исследованиями установлена тектоническая природа этих “погребенных холмов” [5]. И недавние исследования в рейсе немецкого НИС “Зонне” (2017 г.) хребта 85° в.д., включавшие глубинное сейсмическое зондирование (ГСЗ), доказали отсутствие поворота и продолжения на этом участке, связывающим его с поднятием Афанасия Никитина [27].

М.В. Рамана и другие [64] ранее предложили альтернативную гипотезе “горячей точки” идею образования хребта 85° в.д. в результате вулканического излияния через линейную трещину во время существенной реорганизации плит в середине мелового периода. Позже они связывали образование хребта 85° в.д с магматизмом в зоне трансформного разлома 86° в.д. под влиянием мантийного плюма Кергелен [41]. На основании результатов многоканального сейсмического профилирования, как альтернатива гипотезе “горячей точки”, сделано похожее предположение о вулкано-тектонической природе поднятия Афанасия Никитина в зоне трансформного разлома Индира [11].

ОПИСАНИЕ ОБРАЗЦА ДРЕВНИХ ЦИРКОНОВ ПОДНЯТИЯ АФАНАСИЯ НИКИТИНА И МЕТОДОВ ЕГО АНАЛИЗА

При изучении представительных образцов базальтов, отобранных с помощью ГОА “Мир” в 20-м рейсе НИС “Академик Мстислав Келдыш” [10, 17], нами были предприняты попытки определения абсолютного возраста уран-свинцовым изотопным методом по акцессорным минералам-геохронометрам в лаборатории Всероссийского научно-исследовательского геологического института им. А.П.Карпинского (ФГБУ “ВСЕГЕИ”). Лишь в одном образце плагиоклаз-порфирового базальта (М-2/29-7) было обнаружено единичное зерно циркона. Образец был отобран с глубины 3905 м с координатами 03°22′ ю.ш., 82°32′ в.д. Его внешний вид приведен на рис. 2. По составу это обогащенный щелочами толеит – SiO2 – 50.41, TiO2 – 1.76, Al2O3 – 15.54, FeO – 10.77, MnO – 0.154, MgО – 5.16, CaO – 10.73, Na2O – 2.97, K2O – 0.82, P2O5 – 0.21 (содержания даны в мас. %).

Рис. 2.

Внешний вид образца М2-29-7.

Состав и соотношение минеральных фракций в пробе М2-29-7 гидротермально измененного плагиофирового базальта: содержание вкрапленников плагиоклаза достигало 15 об. %, кальцита и карбонатов до 5%, матрикса, представленного раскристаллизованным стеклом, замещенным серпентин-хлоритовым агрегатом, с гидрослюдами и сульфидами – до 80 об. %. Из навески 350 г было выделено единичное зерно циркона. В другой пробе М-1/33 плагиофирового базальта навеской 300 г ни одного обломка циркона или бадделеита не встречено, все похожие на апатит зерна оказались плагиоклазом. Единичное зерно циркона представлено удлиненным 200 × 100 мкм окатанным обломком неправильной формы с отчетливой, призматического габитуса, центральной частью (с остатками первичной осцилляторной зональности), соответствующей первичному кристаллическому-зародышу, и широкой бесструктурной оболочкой обрастания. Повышенная трещиноватость зерна, вероятно, связана с участием циркона в осадочном процессе, а также с относительно повышенным содержанием в центральной части зерна урана до 300 ppm (таблица 1). Высокое содержание радиогенного свинца, малая доля нерадиогенного, и низкая степень нарушенности изотопной системы (дискордантность не превышает ±1%), – все это позволило рассчитать усредненный возраст кристаллизации зерна циркона 2910 ± 9 млн лет (по отношению радиогенных изотопов свинца 207Pb/206Pb и 2 анализам), и по верхнему пересечению дискордии с конкордией (по 3 анализам) 2920 ± 37 млн лет (СКВО 2.9) (рис. 3). Необходимо отметить, что существенной разницы в возрасте кристаллизации центральной части зерна и оболочки нет.

Таблица 1.  

Результаты локального U-Pb изотопного анализа единичного зерна циркона из образца базальта подводного поднятия Афанасия Никитина

Анализ 206Pbc % U ppm Th ppm Th/U 206Pb* ppm 207Pb*/ 206Pb* ± 1σ 207Pb*/ 235U ± 1σ 206Pb*/ 238U ± 1σ ккор Возраст, млн лет D
206Pb/ 238U ± 1σ 207Pb/ 206Pb ± 1σ
1 0.01 294 88 0.31 142 0.21011 ± 71 16.314 ± 95 0.5631 ± 26 0.81  2880 ± 11 2906 ± 5 1
2 0.04 312 97 0.32 147  0.2035 ± 7 15.385 ± 82 0.5483 ± 22 0.76 2818 ± 9 2854 ± 6 1
3 0.05 131 20 0.16     65.2   0.2118 ± 11   16.89 ± 13 0.5783 ± 35 0.76  2942 ± 14 2920 ± 8 –1

Примечания: погрешность изотопных отношений приведена на уровне 1 сигмы и относится к последним значащим цифрам, ккор – коэффициент корреляции ошибок U/Pb изотопных отношений, Pbc и Pb* – доли обычного и радиогенного свинца, соответственно, все изотопные отношения откорректированы на долю нерадиогенного свинца по величине измеренного 204Pb. D – дискорднатность возрастов, в %.

Рис. 3.

U-Pb диаграмма с конкордией для единичного зерна циркона из образца М2-29-7 базальта поднятия Афанасий Никитин (Индийский океан). На врезке показана микрофотография зерна циркона в проходящем свете и в КЛ с локализацией точек изотопного SHRIMP-II анализа. Усредненный 206Pb*/207Pb* возраст проанализированного зерна циркона 2910 ± 9 млн лет.

Датирование зерна циркона из образца производилось локальным U-Th-Pb изотопным методом на вторично-ионном масс-спектрометре SHRIMP-II в ЦИИ ФГБУ “ВСЕГЕИ” по ранее разработанной и описанной методике [65]. Интенсивность первичного пучка молекулярных отрицательно заряженных ионов кислорода составляла 4 нА, при этом диаметр аналитического пятна на поверхности зерна циркона достигал 25 мкм. Обработка полученных данных осуществлялась по программе SQUID-1.0 [51], а построение графика с конкордией – с применением ISOPLOT/EX [52]. Измерения проводились относительно стандарта TEMORA2, а U-Pb отношения нормализовались на значение 0.0668, что соответствует возрасту этого циркона 416.75 млн лет. Погрешности единичных анализов (отношений и возрастов) в таблице 1 приводятся на уровне одной сигмы.

ПРИРОДА ПОДНЯТИЯ АФАНАСИЯ НИКИТИНА

Глубинное строение поднятия Афанасия Никитина по геофизическим данным

Если наше предположение о наличии под плюмовыми базальтами плато Афанасия Никитина более древних фрагментов континентальной коры имеет основание, следует рассмотреть информацию о его глубинном строении по геофизическим данным – есть ли характерные признаки континентальной коры.

На основании обобщения всех геофизических данных К.С. Кришна [48] построил модель глубинного строения коры под поднятием Афанасия Никитина. Общая мощность магматических пород, создающих глубокий корень океанической коры под поднятием Афанасия Никитина, имеет мощность до 18 км. Выделив четыре разных слоя, автор [48] никак не пояснил состав пород каждого из них, объединяя общим понятием магматические породы. Верхние 5 км, по-видимому, составляют более молодые излившиеся вулканические породы базальтового типа, под ними залегают 2 км пород типичных субгоризонтальных слоев спрединговой океанической коры: слой 2 (базальты МОRB) мощностью 2 км и слой 3 (габбро) мощностью 3 км. Тип магматических пород, формирующих залегающее глубже конусообразное тело мощностью 8 км, остается неясным. Большая глубина границы Мохо (21 км) под о. Маврикий и обнаружение древних цирконов в пляжных песках, позволили предположить существование фрагментов архейской континентальной коры, которые когда-то составляли часть древних ядер Мадагаскара и южной Индии [31]. Под поднятием Афанасия Никитина граница Мохо залегает примерно на такой же большой глубине 18 км, и в его базальтах мы также обнаружили древний циркон. Наличие реликтов континентальной литосферы под поднятием Афанасия Никитина согласуется с нашими прежними выводами о плавлении здесь континентальной литосферы [33] на основании геохимического анализа слагающих его вулканитов.

Сравнительная геохимическая характеристика магматизма плато Афанасия Никитина, Конрад и Крозе

Множество больших внутриплитных поднятий таких, как поднятия Крозе, Конрад, Афанасия Никитина, Восточно-Индийский хребет (ВИХ), плато Натуралист, хребет Брокен, Сан-Поль-Амстердамское плато было образовано вблизи древнего спредингового центра Индо-Антарктического хребта.

Все они сложены различными по генезису магмами. Большая часть пород поднятия Афанасия Никитина представляет собой близкие по облику обогащенные плагиоклаз (± оливин) порфировые базальты и дифференцированные серии трахитов, слагающие верхние части вулканических построек. Изучение расплавных включений в оливинах из базальтов цокольной части показало, что первичные расплавы близки к среднему составу этих базальтов с содержанием MgО – 9.5 мас. %, и их выплавление происходило при больших степенях плавления перидотитовой мантии в восстановительных условиях [33]. Близкие к толеитам плато Афанасия Никитина базальты слагают ВИХ и присутствуют в хребте Брокен. Сугубо щелочные лейцититовые базальты обнаружены на поднятии Конрад (горы Обь, Лена), а щелочные оливиновые-клинопироксеновые базальты и анкарамит-базаниты типичны для поднятия Крозе [3, 18, 34]. Вопрос о происхождении магм горячих точек, образовавших в пределах Индийского океана серию протяженных плато, и об их источнике невозможно решить без геохимических, в первую очередь, изотопных данных. На графиках рис. 4 показаны вариации изотопного состава в магмах островов. Исходя из этого сравнения, можно заключить, что состав базальтов поднятия Крозе отличается от состава пород поднятий Афанасия Никитина и Конрад, которые образуют единое протяженное поле, практически параллельное полю составов толеитов рифтовых зон современного ЮЗИХ, в пределах которого выявлена аномалия EM-I с низкими значениями 206Pb/204Pb – меньше 18 [53]. Обогащенный источник лав поднятия Крозе близок таковому для рифтовых толеитов вблизи о. Буве, испытавших на себе влияние горячей точки Буве [19]. Ранее было показано, что геохимичекие особенности базальтов плато Афанасия Никитина по всем параметрам близки таковым для толеитов плато Кергелен [23]. А именно, несколько серий первичных расплавов, отличающихся обогащенными примесными компонентами, типичны и для тех, и для других. Это, в первую очередь, компонент EM-I, связанный с веществом древней деплетированной мантии, а также – обогащенный компонент EM-II, типичный для большинства магм горячих точек. Хотя для магм поднятия Крозе отмечалось несколько типов обогащенных источников, проявленных в базальтах различных островов [34, 57], в целом, видно, что для базальтов поднятия Крозе, как и для о. Буве, характерна примесь обогащенного компонента типа HIMU (рис. 5) c повышенной долей радиогенного свинца. Эти же различия видны и в характере распределения нормированных к составу мантии литофильных элементов. Для базальтов поднятий Афанасия Никитина, Кергелена, ВИХ характерны относительные минимумы Nb и Th, типичные для континентальной мантии, тогда как для базальтов поднятий Буве и Крозе, наоборот, этих особенностей нет, но присутствует отрицательная Pb аномалия [33, 43, 57].

Рис. 4.

Вариации изотопного состава Pb обогащенных базальтов, связанных с плюмом Кергелен, Юго-Восточного хребта, поднятий Афанасия Никитина, Конрад, Крозе, Марион и современных магм Юго-Западного Индийского хребта. Показан начальный изотопный состав базальтов, пересчитанный на возраст излияния. (1–4) Магматизм, связанный с развитием плюма Кергелен: 1 ‒ Банбери, 2 – скв. 738 (плато Кергелен – 110млн. лет); 3 ‒ магмы плато Кергелен из драгировок и скважин глубоководного бурения; 4 ‒ плато Натуралист; 5 – базальты поднятия Афанасия Никитина; 6 ‒ Брокен; 7 ‒ толеиты Юго-Западного Индийского хребта; 8 – Восточно-Индийский хребет (ВИХ); 9 – гипербазитовые включения Кергелена; базальты: 10 – поднятия Конрад; 11 – поднятия Крозе; 12 – о. Буве; 13 ‒ модельные изотопные источники, по [29];14 – о. Марион. Полями показаны области составов плюмовых магм Кергелена, Афанасия Никитина–Конрад, ВИХ, толеитов ЮЗИХ и поднятий Крозе, Марион, о. Буве, в которых проявлялись различные обогащенные источники. Составлено по работам [20, 23, 34].

Рис. 5.

Сравнительная изотопная характеристика магм поднятия Афанасия Никитина, Конрад, Крозе и толеитов Юго-Западно-Индийского хребта. Использованы данные, опубликованные в работах [3, 20, 33, 34]. Данные приведены к начальным изотопным соотношениям по возрасту излияния. 1 ‒ лавы о. Марион, 2 –лейцититовые базальты г. Обь, Лена (поднятие Конрад), 3–5 базальты поднятия Крозе: о. Посесьон (3), восточной части поднятия (4) и о. Пенгвин (5) , 6 – магмы поднятия Афанасия Никитина, 7 – составы стекол Юго-Западного Индийского хребта (ЮЗИХ); 8 ‒ обогащенные модельные (EM I, EM II, HIMU) и (DM) деплетированный источники по [29].

ДИСКУССИЯ: ФОРМИРОВАНИЕ ДРЕВНИХ ПОДНЯТИЙ ВБЛИЗИ ИНДИЙСКО-АНТАРКТИЧЕСКОГО ХРЕБТА

Время формирования поднятия Афанасия Никитина

Установленный ранее возраст формирования поднятия Афанасия Никитина в 70 млн лет коррелирует с этапом максимального плюмового воздействия на спрединговую зону в районе ВИХ. Как отмечалось в работе [66] мантийный плюм Кергелен вплоть до настоящего времени влияет на глубинную мантию этого района на расстоянии тысячи километров и даже более, приводя к формированию мантийных плотностных неоднородностей. Последствием этого может рассматриваться сходство состава обогащенных компонентов в магмах поднятий Афанасия Никитина и Кергелена, присутствие которых обусловлено плавлением континентальных блоков, фрагментов восточной Гондваны [22]. Хотя полученный нами возраст циркона очень отличается от всех опубликованных определений возраста базальтов поднятия Афанасия Никитина и встречено это единичное зерно циркона только в единичном небольшом образце, тем не менее, эти результаты заслуживают того, чтобы их рассмотреть.

Фрагменты и области континентальной литосферы обнаружены в ряде молодых вулканических океанических построек подобно о. Ян-Майен [71]. В Индийском океане это Сейшельский архипелаг и о. Маврикий, в молодых лавах которых обнаружены древние цирконы архейского возраста (2.5, 3.0 млрд лет). По [31] магматизм, распространенный на о. Маврикий, связан с влиянием плюма и отделением Мадагаскара от Индии, начавшимся около 90–85 млн. лет назад, когда в состав плюма могли попасть фрагменты древней архейской литосферы, развитой в Индии и на Мадагаскаре. Под Сейшельскими островами на основании анализа обнажающихся вулканических пород [30] и сейсмических данных [40, 50] предполагается существование фрагмента континентальной коры мощностью ~33 км. Также как осколок континентальной коры рассматривается хребет Лакшми в Аравийском море [37, 61]. Предполагают, что подобные фрагменты микроконтинентов в океанах являются естественным следствием взаимодействия литоcферной плиты и плюма [7, 44, 70, 71]. Древние цирконы с возрастом 3000–2750 млн лет присутствуют и в пределах восточной Антарктиды в районе ледника Ламберта, расположенного напротив плато Кергелен. По [58] они характеризуют развитые в пределах Антарктиды вулканические покровы метаморфических пород, относящихся к зеленокаменным поясам. Около 130 млн лет назад в данном районе был проявлен трапповый магматизм, связанный с воздействием плюма Кергелен на восточную окраину Антарктиды [22]. Находка древнего циркона в плагиоклаз-порфировых базальтах плато Афанасия Никитина может быть свидетельством присутствия фрагментов древней континентальной литосферы Гондваны. Наш циркон имеет близкий возраст и может указывать на присутствие в пределах цоколя плато Афанасия Никитина фрагментов древней литосферы.

Модель образования поднятия

Исходя из геофизических данных, возраст континентального раскола Индии и Антарктиды около 130 млн. лет [15]. Тогда под влиянием плюма Кергелен на континенте образовывались изверженные провинции (Банбери, траппы Раджмахал, Индийские и Антарктические лампроиты). Следующие 15–20 млн лет были связаны с главной фазой активности плюма Кергелен. С начала раскрытия –130 млн лет назад плюм Кергелен продуцировал около 29 × 106 км3 базальтового материала. Широкие вариации состава обогащенных компонентов, проявляемых в пределах излившихся магм, свидетельствуют о возможном вовлечении в процесс плавления древних континентальных фрагментов, либо метасоматизированной на ранних этапах раскрытия Индийского океана субокеанической мантии [23, 35, 36, 42, 62, 68].

Мантийный источник более молодых магм, формировавшихся в пределах современного ЮВИХ, характеризуется примесью обогащенного материала компонента типа ЕМ-II (рис. 4). Близкий состав источника обогащенных магм поднятий Афанасия Никитина и Кергелен, а также ВИХ, отражает сходство примесного компонента во всех случаях (рис. 4). Для магм ВИХ типична примесь деплетированной астеносферной мантии, которая плавится в пределах спрединговой зоны. Это не характерно для магм плато Афанасия Никитина, для состава которых наблюдается определенное сходство с магмами поднятия Кергелен. Это могло происходить в двух случаях: либо при плавлении неспрединговых блоков континентальной литосферы в пределах спрединговой зоны, либо в зону генерации базальтов поднятия Афанасия Никитина, отодвинутой от горячей точки Кергелен, поступают обогащенные расплавы плюма Кергелен, либо сочетание этих факторов. На рис. 4 показаны составы ксенолитов из щелочных магм островов архипелага Кергелен, представляющие “обогащенную” или “субконтинентальную” мантию, в противовес глубинной “плюмовой” мантии [2, 28, 59]. Можно видеть, что геохимические характеристики, приобретенные в ходе многостадийного взаимодействия матрицы гипербазитов с внедряющимися расплавами, базальтовыми или карбонатитовыми, отражают гетерогенность метасоматизированного матийного субстрата под архипелагом Кергелен [2, 28, 59]. Плавление подобной мантии может приводить к образованию большинства магм, выявленных как в пределах архипелага Кергелен, так и в пределах поднятий Афанасия Никитина и ВИХ. На окраинах плюма Кергелен в районах ледника Ламберта (восточная Антарктида) и провинции Раджмахал (Индия), где воздействие плюма Кергелен ограничивалось низами континентальной литосферы, формировалась метасоматизированная мантия [69]. Последующее плавление подобной мантии могло приводить к проявлению обогащенного компонента в образующихся в пределах области распространения плюма Кергелен магмах. Впоследствии обогащенные плюмовые расплавы могли проникать в зону генерации толеитов под древним спрединговым Индо-Антарктическим хребтом, образуя обогащенные толеиты, которые сформировали структуру ВИХ [22].

По-видимому, на начальной стадии спрединга под воздействием горячей точки Конрад образовалась подводная гора Марион Дюфре на Антарктической плите, затем – плато поднятия Афанасия Никитина на Индийской плите. После этого горячая точка вновь сместилась под Антарктическую плиту, образовав подводные горы Обь и Лена [49].

Основание поднятия Афанасий Никитин осталось изолированной структурой на Индийской плите. При подобных перескоках спрединговой зоны в процесс плавления могла быть вовлечена, сформированная ранее, океаническая обогащенная литосфера, что и привело к образованию обогащенных магм поднятий Афанасия Никитина и Конрад.

Важно подчеркнуть, что магматизм горячей точки Крозе не имеет подобных геохимических характеристик. По-видимому, образование одноименного плато обусловлено другими причинами, хотя в современной структуре западной части Индийского океана эти поднятия расположены близко. Плато Крозе протягивается в широтном направлении между 40–53° в.д., а к западу от него находятся острова Марион и Принц Эдуард с активной современной вулканической деятельностью. На рис. 4 составы базальтов поднятия Крозе образуют обособленное поле вместе с базальтами, формирующими острова Буве и Марион. Наиболее обогащенными оказываются магмы о. Буве, представляющие собой магматическое проявление горячей точки в пределах Южной Атлантики, сформировавшей плато и существенно повлиявшей на образование обогащенных толеитов в пределах тройного сочленения Буве [8, 19]. Этот источник близок по своим характеристикам к HIMU источнику, обогащенному радиогенными изотопами свинца [47]. Базальты о. Марион менее обогащены подобным компонентом. Расположенный вблизи ЮЗИХ в районе 40° в.д. о. Марион, тем не менее, слабо влияет на характер обогащения спрединговых магм. По мнению [26], горячая точка Марион, находящаяся в настоящее время в районе о. Марион, по мере перемещения индоокеанской литосферы на север формировала структуры Мадагаскарского хребта и поднятия Крозе. В то же время в пределах ЮЗИХ выявлена существенная геохимическая аномалия 39–40° в.д. [20, 56] с примесью компонента EM-I. Она не связана происхождением ни с горячей точкой Марион, ни с горячей точкой Крозе, поскольку отличается от них составом обогащенной примесной компоненты. Объяснение данной аномалии возможно, если предположить, что район 39–40° в.д. ЮЗИХ был подвержен воздействию горячей точки Конрад, и в пределах современной оси спрединга могли оставаться фрагменты обогащенной океанической мантии с характеристиками EM I.

В последнее время появляется все больше доказательств того, что литосфера Индийского океана не является монолитной и состоит из отдельных разноранговых блоков. Благодаря этому свойству, она достаточно легко подвержена дроблению под воздействием напряжений, возникающих при движении плит и перестройке кинематики. При этом в литосфере возникают трещины и каналы, по которым обогащенный расплав из неглубокого слоя поднимается на поверхность, образуя вулканические структуры различных размеров. Так, при изучении подводных гор Центральной котловины было показано, что большинство из них образовалось в интервале времени 56–62 млн лет назад, что коррелирует с Индо-Евроазиатской коллизией, при которой увеличилась скорость спрединга, и с реорганизацией плит, сопровождающейся образованием зон трещиноватости [39].

Именно дискретность литосферы в совокупности с возможными перемещениями потоков магм, часто обогащенных литофильными элементами и радиогенными изотопами, способствовала образованию многих внутриплитных структур Индийского океана. Очевидно, что относительно молодая и тонкая литосфера легче подвергается дроблению, чем более древняя и мощная, и по этой причине возникают разновозрастные внутриплитные вулканические структуры: одни тяготеющие к зонам спрединга, а другие – расположенные на значительном удалении от нее. В этом случае именно сформированная литосфера Индийского океана может играть активную роль в формировании вулканических структур Индийского океана. В процессе образования плато Кергелен и вулканических поднятий Восточно-Индийского хребта и, в меньшей степени, плато Афанасия Никитина выделяются несколько этапов, в которых менялось направление оси спрединга и интенсивность воздействия плюма на спрединговый магматизм [22]. Главный этап плавления под спрединговой зоной под влиянием плюма Кергелен приходится на интервал 70− 50 млн лет назад, когда и происходило интенсивное формирование поднятия Афанасия Никитина, а плюмовая магматическая активность в пределах плато Кергелен уменьшается. По-видимому, несколько причин повлияли на образование поднятия Афанасия Никитина. В первую очередь – его формирование было сопряжено со сменой геодинамических условий около 70 млн. лет назад, когда скорость спрединга в пределах Индо-Антарктического хребта возросла с 5 до 9 см/год [63]. С началом формирования восточной части ЮВИХ около 80 млн лет назад и ЮЗИХ около 70 млн лет назад их развитие шло навстречу друг другу с образованием около 40 млн. лет назад зоны сочленения [12, 32]. В интервале времени 70–50 млн лет назад происходило усиленное взаимодействие плюма Кергелен с рифтовой зоной, а образующиеся плюмовые магмы могли мигрировать в сторону спрединговой зоны, где взаимодействовали с астеносферными расплавами [22]. В течение всего периода развития хребты испытывали влияние горячих точек, перескоки осей спрединга, что отразилось на характере современного магматизма даже спустя десятки млн лет.

На рис. 6 показаны реконструкции западной части Индийского океана по [45], где можно видеть разные позиции горячих точек Крозе и Конрад относительно спрединговой зоны Индо-Антарктического хребта, протягивающейся вплоть до зоны раскрытия океана между Мадагаскаром и Индией. Поднятия Крозе и Конрад образовались на океанической литосфере разного возраста: плато Крозе на более молодой – 30–50 млн лет назад, а поднятие Конрад на более древней – 80 млн лет назад [24, 25]. При этом во время формирования поднятия Конрад горячая точка располагалась вблизи зоны пересечения хребта и трансформного разлома, отделяющего его от поднятия Кергелен, а также недалеко от зоны существенного изменения направления оси спрединга (рис. 6). Нельзя исключить и возможного распространения обогащенных магм плюма Кергелен вдоль рифтовой зоны 70–60 млн лет назад, когда здесь формировался ВИХ, как след горячей точки.

Рис. 6.

Модифицированные реконструкции Индийского океана [45] возраста формирования поднятия Афанасия Никитина (а) 80 млн лет (начала образования) и (б) 70 млн лет назад (главной фазы формирования). Рыжим цветом выделены подводные поднятия, зеленым – погруженные микроконтиненты. Мх – Мадагаскарский хребет, Эб–банка Элан, пН – плато Натуралист. Контуром показан хребет 85° (Х85), звездочкой – положение горячей точки Конрад на период 70 млн. лет назад. Фиолетовой линией очерчена спрединговая зона Индийско-Антарктического хребта, КТЗ – трансформная зона Конрад.

Во время раскрытия Маскаренской котловины, примерно 84 млн. лет назад, Индия вместе с большей частью о. Маврикий и Сейшельскими островами/хребтом Лакшми откололась от Мадагаскара. При этом Маврикий служил буферной зоной между западной частью Индийского субконтинента и восточным Мадагаскаром и был раздроблен многочисленными тектоническими и вулканическими явлениями, происходившими в этом регионе с раннего мела. Маврикий был фрагментирован из-за серии скачков срединно-океанического хребта, которые были частично связаны с активностью плюма Марион, а затем с плюмом Реюньон (позднее 66 млн лет назад).

В истории формирования поднятия Афанасия Никитина нет континентальных фрагментов, оно расположено вдали от них. Пока имеющиеся данные свидетельствуют о формировании поднятия Афанасия Никитина 83–70 млн лет назад на океанической коре вблизи спредингового Индо-Антарктического хребта. Разные авторы связывали его образование с разными горячими точками – Крозе [38] или Конрад [49, 60]. Мы же считаем, что в формировании поднятия Афанасия Никитина основную роль играл плюм Кергелен, а горячая точка Конрад возможно является производной плюма Кергелен, распространение которого могло происходить на большие расстояния. В процессе распространения гигантского плюма Кару-Мод (183 млн лет назад) на востоке формировались магматические провинции Антарктиды в районе оазиса Ширмахер (около 170 млн лет назад), а спустя 40–50 млн лет восточнее проявилась активность плюма Кергелен в районах ледника и трога Ламберта (130–110 млн лет назад) и в районе горы Гауссберг (50 тыс. лет назад) [21, 69]. Возможно, глубинная мантийная конвекция, проявленная под центральной Гондваной [46], распространилась в восточном и западном направлении, образовав крупные, более молодые (130–120 млн лет) магматические провинции плато Кергелен (южная часть Индийского океана) и Этендека-Парана (юго-западная Африка, Южная Америка) [21]. В начальные этапы раскрытия океана горячая точка Конрад находилась вблизи побережья восточной Антарктиды в районе глубинного распространения плюма Кару-Мод на восток до Кергелена.

Вероятно, найденные в базальтах поднятия Афанасия Никитина древние цирконы не являются свидетельством существования больших фрагментов континентальной коры под ним, как было предположено для Маврикия [31]. Более вероятно, что это “загрязняющие” остатки не переработанной континентальной коры юго-восточной части Индостана, захваченные плюмом Кергелен и перенесенные мантийными потоками. Для восточной части Индийского океана установлены многочисленные остаточные континентальные фрагменты (рис. 4), среди которых Банка Элан, которая рассматривается как микроконтинент, генетически связанный с западной частью Индостана [41]. Можно предположить, что и в западной части они могут присутствовать. Сложная геодинамика Индийского океана связана с многочисленными перемещениями осей спрединга, пока еще недостаточно изученными для западной части. Взаимодействие горячих точек с древней спрединговой зоной (Индо-Антарктическим хребтом), существенно смещавшейся протяженными трансформными разломами, могло приводить к образованию остаточных фрагментов измененной континентальной, либо субокеанической, мантии в пределах или вблизи спрединговой зоны, которые впоследствии вовлекались в процесс плавления.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Находка древнего циркона с возрастом 2.9 млрд лет в базальтах поднятия Афанасия Никитина может быть связана с остатками переработанной континентальной коры западной части Индостана или Антарктиды.

Проведенное сравнение магматизма древних поднятий Конрад, Афанасия Никитина и Крозе выявило геохимическую близость магм поднятий Конрад и Афанасия Никитина и их отличие от поднятия Крозе, что обсуловлено различными условиями их формирования. Образование поднятий Конрад и Афанасия Никитина происходило при воздействии единой горячей точки, которая находилась вблизи Индо-Антарктического хребта около 80–90 млн лет назад. Это мог быть гигантский плюм Кергелен, действующий, начиная с периода ~130 млн лет назад по настоящее время, в восточной части Индийского океана и существенно повлиявший на ее формирование. При его взаимодействии с древней спрединговой зоной между Индийской и Антарктической плитами могло происходить распространение плюмовых магм как в область хребта с формированием подводных поднятий (ВИХ и другие), так и вдоль спрединговой зоны до области образования поднятий Конрад и Афанасия Никитина. При этом могли оставаться фрагменты, неспрединговые блоки, древней континентальной литосферы Гондваны. Выплавляющиеся при этом магмы приобретали геохимические черты литосферной мантии, и могли мигрировать вдоль спрединговой зоны.

Аномалия толеитов в пределах современного хребта ЮЗИХ с характеристиками ЕМ-I (низкими значениями 206Pb/204Pb), вероятно, связана с остаточной неоднородностью в пределах спрединговой зоны. И не связана с действующей горячей точкой, образующей острова Марион – Принс Эдвард, специфические геохимические характеристики, сходные с составами магм поднятия Крозе. Данная аномалия возникла при взаимодействии горячей точки Конрад с формирующейся спрединговой зоной в западной части Индийского океана.

Источники финансирования. Данная работа выполнена при поддержке гранта РФФИ № 19-05-00680 и частично в рамках государственного задания (темы № 0137-2019-0012, Н.М. Сущевская, и № 0128-2021-0005, О.В. Левченко).

Список литературы

  1. Безруков П.Л., Затонский Л.К., Сергеев И.В. Гора Афанасия Никитина в Индийском океане // Докл. АН СССР. 1961. Т. 139. № 1. С. 199−202.

  2. Беляцкий Б.В., Андроников А.В. Возраст верхней мантии района озера Бивер (Восточная Антарктика): Sm-Nd изотопная систематика мантийных ксенолитов // Проблемы Арктики и Антарктики. 2009. Т. 78. № 4. С. 146–169.

  3. Борисова А.Ю., Никулин В.В., Беляцкий Б.В. и др. Геохимия поздних щелочных серий подводных гор Обь и Лена, поднятия Конрад (Индийский океан) и особенности составов их мантийных источников // Геохимия.1996. № 6. С. 559–574.

  4. Булычев А.А., Гилод Д.А., Дубинин Е.П. Строение литосферы северо-восточной части Индийского океана по результатам двумерного структурно-плотностного моделирования // Геотектоника. 2016. № 3. С. 1–21.

  5. Вержбицкий В.Е., Левченко О.В. Детальная структура области внутриплитных деформаций в Центральной котловине Индийского океана (результаты исследований на трех полигонах) // Геотектоника. 2002. №6. С. 77–94.

  6. Геология и геофизика дна Восточной части Индийского океана / Под ред. П.Л. Безрукова и Ю.П. Непрочнова. М.: Наука, 1981. 255 с.

  7. Дубинин Е.П., Грохольский А.Л., Макушкина А.И. Физическое моделирование условий образования микроконтинентов и краевых плато континентальных окраин // Физика Земли. 2018. № 1. С. 94–107.

  8. Дубинин Е.П., Сущевская Н.М. История развития спрединговых хребтов южной Атлантики и пространственно-временное положение тройного сочленения Буве // Российский журнал наук о Земле 1999. Т. 1. № 4.

  9. Канаев В.Ф. Рельеф дна Индийского океана. М.: Наука, 1979. 265 с.

  10. Кашинцев Г.Л., Альмухамедов А.И., Матвеенков В.В. Магматические породы поднятия Афанасия Никитина // Изв. РАН. Сер. Геол. 1992. № 8. С. 41–52.

  11. Коган Л.И., Москаленко В.Н., Пилипенко А.И. Строение и деформация земной коры поднятия Афанасия Никитина в Индийском океане (по сейсмическим данным) // Геотектоника. 1996. № 2. С. 54−65.

  12. Кохан А.В., Дубинин Е.П., Сущевская Н.М. Строение и эволюция восточной части Юго-Западного срединно-океанического Индийского хребта // Геотектоника. 2019. № 4. С. 3–24.

  13. Левченко О.В. О геологической истории поднятия Афанасия Никитина (Индийский океан) // Бюлл. МОИП. Отд. Геол. 1990. Т. 65. № 5. С. 46−55.

  14. Левченко О.В., Маринова Ю.Г., Вернер Р., Портнягин М.В. Геологические исследования в восточной части Индийского океана: рейс SO258/1 НИС “Зонне” (ФРГ) с участием российских ученых // Океанология. 2019. Т. 59. № 2. С. 302−304.

  15. Лейченков Г.Л., Дубинин Е.П., Грохольский А.Л., Агранов Г.Д. Формирование и эволюция микроконтинентов плато Кергелен, южная часть Индийского океана // Геотектоника. 2018. № 5. С. 3–21.

  16. Матвеенков В.В., Брусиловский Ю.В.Тектоническая эволюция поднятия Афанасия Никитина // Докл. РАН. 1999. Т. 317. № 5. С.1183–1188.

  17. Сборщиков И.М., Кашинцев Г.Л., Гольмшток А.Я. и др. Геологическое строение подводной горы Афанасия Никитина в зоне внутриплитных деформаций Индийского океана // Океанология. 1991. Т. 31. № 5. С. 846−852.

  18. Сущевская Н.М., Овчинникова Г.В., Борисова А.Ю. и др. Геохимическая неоднородность магматизма поднятия Афанасия Никитина, северо-восточная часть Индийского океана // Петрология. 1996. Т. 4. № 2. С. 146–164.

  19. Cущевская Н.М., Коптев-Дворников Е.В., Пейве А.А. и др. Особенности процесса кристаллизации и геохимии толеитовых магм западного окончания Африкано-Антарктического хребта (хребет Шписс) в районе тройного сочленения Буве // Российский журнал наук о Земле. 1999. Т. 1. №3. С. 221–250.

  20. Сущевская Н.М., Каменецкий В.С., Беляцкий Б.В., Артамонов А.В. Геохимическая эволюция магматизма Индийского океана // Геохимия. 2013. № 8. С. 663–689.

  21. Сущевская Н.М., Мигдисова Н.А., Антонов А.В. и др. Геохимические особенности лампроитовых лав четвертичного вулкана Гауссберг (восточная Антарктида) – результат влияния мантийного плюма Кергелен // Геохимия. 2014. №12. С. 1077–1098.

  22. Сущевская Н.М., Левченко О.В., Дубинин Е.П., Беляцкий Б.В. Восточно-Индийский хребет – магматизм и геодинамика // Геохимия. 2016. № 3. С. 1–22.

  23. Сущевская Н.М., Беляцкий Б.В., Дубинин Е.П., Левченко О.В. Эволюция плюма Кергелен и его влияние на магматизм континентальных и океанических областей восточной Антарктиды // Геохимия. 2017. № 9. С. 782–799.

  24. Шайхуллина А.А., Дубинин Е.П., Булычев А.А., Гилод Д.А. Тектоносфера поднятий Крозе и Конрад по геофизическим данным // Геофизика. 2018. № 2. С. 44–51.

  25. Шайхуллина А.А., Дубинин Е.П., Булычев А.А., Гилод Д.А. Сравнительный анализ строения тектоносферы поднятий Конрад и Афанасия Никитина по геофизическим данным (Индийский океан) // Вестник Московского университета. Серия 4: Геология. 2019. № 2. С. 90–95.

  26. Шрейдер А.А. Геомагнитные исследования Индийского океана. М.: Наука, 2001. 319 с.

  27. Altenbernd T., Jokat W., Geissler W. The bent prolongation of the 85° E Ridge south of 5° N – Fact or fiction? // Tectonophysics. 2020. V. 785. No 228457.

  28. Andronikov A.V., Beliatsky B.V. Implication of Sm-Nd isotopic systematics to the events recorded in the mantle-derived xenoliths from the Jetty Peninsula, East Antarctica // Terra Antarctica.1995. № 2. P. 103–110.

  29. Armienti P., Longo P. Three-dimensional representation of geochemical data from a multidimensional compositional space // Intern. J. Geosci. 2011. V. 2. P. 231–239.

  30. Ashwal L.D., Demaiffe D.,Torsvik T.H. Petrogenesis of Neoproterozoic granitoids and related rocks from the Seychelles: the case for an Andean-type arc origin // J. Petrol. 2002. V. 43.P. 45–83.

  31. Ashwal L.D., Wiedenbeck M., Torsvik T.H. Archaean zircons in Miocene oceanic hotspot rocks establish ancient continental crust beneath Mauritius // Nat. Commun. 2017. V. 8. No 14086.

  32. Bernard A., Munshy M., Rotstein Y., Sauter D. Refined spreading history at the Southwest Indian Ridge for the last 96 Ma, with the aid of satellite gravity data // Geophysical J. International. 2005. V. 162. № 3. P. 765–778.

  33. BorisovaA.Yu., Belyatsky B. V., Portnyagin M.V., Sushchevskaya N.M. Petrogenesis of Olivine-phyric Basalts from the Aphanasey Niktitin Rise: Evidence for contamination by Cratonic Lower Continental Crust // J. Petrol. 2001. V. 42. P. 277–319.

  34. Breton T., Nauret F., Pichat S. et al. Geochemical heterogeneities within the Crozet hotspot // Earth Plan. Sci. Lett. 2013. V. 376. P. 126–136.

  35. Chatterjee N., Nicolaysen K. An intercontinental correlation of the mid-Neoproterozoic Eastern Indian tectonic zone: evidence from the gneissic clasts in Elan Bank conglomerate, Kerguelen Plateau // Contr. to Mineral. and Petrol. 2012. V. 163. P. 789–806.

  36. Coffin M., Pringal M.S., Dungan R.A. et al. Kerguelen hot spot magma output since 130 Ma // J. of Petrol. 2002. V. 43. № 7. P. 1121–1139.

  37. Collier J.S., Minshull T.A., Hammond J.O.S. et al. Factors influencing magmatism during continental breakup: new insights from a wide-angle seismic experiment across the conjugate Seychelles-Indian margins // J. Geophys. Res. 2009. V. 114. B03101. https://doi.org/10.1029/2008JB005898

  38. Curray J.R., Munasinghe T. Origin of the Rajmahal Traps and the 85° E Ridge: Preliminary reconstructions of the trace of the Crozet hotspot // Geology. 1991. V. 19. P. 1237–1240.

  39. Das P., Iyer S.D., Kodagali V.N., Krishna K.S. Distribution and Origin of Seamounts in the Central Indian Ocean Basin // Marine Geodesy. 2005. V. 28. P. 259–269.

  40. Davies D., Francis T.J.G. The crustal structure of the Seychelles Bank // Deep-Sea Res. 1964. V. 11. P. 921–927.

  41. Desa M.A., Ramana M.V., Ramprasad T. et al. Geophysical signatures over and around the northern segment of the 85° E Ridge, Mahanadi offshore, Eastern Continental Margin of India: Tectonic implications // Journal of Asian Earth Sciences. 2013. V. 73. P. 460–472.

  42. Frey F.A., Coffin M.F., Wallace P.J. Origin and evolution of a submarine large igneous province: the Kerguelen Plateau and Broken Ridge, southern Indian ocean // Earth Plan. Sci. Lett. 2000. V. 176. P. 73–89.

  43. Frey F.A., Pringle M., Meleney P. et al. Diverse mantle sources for Ninetyeast ridge magmatism: geochemical constraints from basaltic glasses // Earth Plan. Sci. Lett. 2011. V. 144. P. 163–183.

  44. Gaina G., Muller R.D., Brown B.,Ihihara T. Microcontinent formation around Australia // Geol. Soc. Am. Spec. Pap. 2003. V. 372. P. 405–416.

  45. Gibbons A.D., Whittaker J.M., Müller R.D. The breakup of East Gondwana: Assimilating constraints from Cretaceous ocean basins around India into a best-fit tectonic model // J. Geophys. Res. 2013. V. 118 (3). P. 808–822. https://doi.org/10.1002/jgrb.50079

  46. Hastie W.W., Watkeys M.K., Aubourg C. Magma flow in dyke swarms of the Karoo LIP: implications for the mantle plume hypothesis // Gondwana Research. 2014. V. 25. P. 736–755.

  47. Hofmann A.W. Sampling mantle heterogeneity through oceanic basalts: isotopes and trace elements // Treatise on geochemistry. Elsevier, 2003. V. 2. P. 61–101.

  48. Krishna K.S. Structure and evolution of the Afanasy Nikitin seamount, buried hills and 85° E Ridge in the northeastern Indian Ocean // Earth Plan. Sci. Lett. 2003. V. 209. P. 379–394.

  49. Krishna K.S., Bull J.M., Ishizuka O. et al. Growth of the Afanasy Nikitin seamount and its relationship with the 85° E Ridge, northeastern Indian Ocean // J. Earth Syst. Sci. 2014. V. 123. № 1. P. 33–47.

  50. Laughton A. S., Matthews D. H., Fisher R. L. The structure of the Indian Ocean // The Sea /Maxwell (Ed.). V. 4. Part II. New York: John Wiley & Sons, 1971. P. 543–586.

  51. Ludwig K.R. SQUID 1.00. User’s manual. BGC Special Publication. USA. 2001. V. 2. 54 p.

  52. Ludwig K.R. User’s manual for Isoplot 3.75. A geochronological toolkit for Microsoft Excel.BGC Special Publication. USA. 2012 .V. 4. 141 p.

  53. Mahoney J.J., Nathland J.H., White W.M. et al. Isotopic and geochemical provinces of the Western Indian Ocean spreading centers // J. Geophys. Res. 1989. V. 94. P. 4033–4052.

  54. Mahoney J.J., White W.M., Upton B.G.J. et al. Beyond EM-1: lavas from Afanasey Nikitin Rise and the Crozet Archipelago, Indian Ocean // Geology. 1996. V. 24. P. 615–618.

  55. McKenzie D., Sclater J. The evolution of the Indian Ocean since the Late Cretaceous // J. Roy. Astron. Soc. 1971. V. 25. P. 437−528.

  56. Meyzen C.M., Ludden J.N., Humler E. et al. New insights into the origin and distribution of the DUPAL isotopic anomaly in the Indian Ocean mantle from MORB of the Southwest Indian Ridge // Geochem. Geophys.Geo syst. 2005. V. 6. № 11. P. 1–34.

  57. Meyzen C.M., Marzoli A., Bellieni G., Levresse G. Magmatic Activity on a Motionless Plate: the Case of East Island, Crozet Archipelago (Indian Ocean) // J. of Petrology. 2016. V. 57. № 7. P. 1409–1436.

  58. Mikhalsky E.V., Henjes-Kunst F., Belyatsky B.V. et al. New Sm–Nd, Rb–Sr, U–Pb and Hf isotope systematics for the southern Prince Charles Mountains (East Antarctica) and its tectonic implications // Precambrian Research. 2010. V. 182. P. 101–123.

  59. Montanini A., Tribuzio R. Evolution of recycled crust within the mantle: Constraints from the garnet pyroxenites of the External Ligurian ophiolites (northern Apennines, Italy) // Geology. 2015. V. 43. № 10. P. 911–914.

  60. Muller R.D., Royer J.-Y., Lawver L.A. Revised plate motions relative to the hotspots from combined Atlantic and Indian Ocean hotspot tracks // Geology. 1993. V. 21. P. 275–278.

  61. Nemcok M., Rybar S. Rift-Drift Transition in a Magma-Rich System: The Gop Rift-Laxmi Basin Case Study, West India // Geological Society London Special Publications. 2016. V. 445. P. 95–117. https://doi.org/10.1144/SP445.5

  62. Olierook H.K.H., Jourdan F., Merle R.E. et al. Bunbury Basalt: Gondwana breakup products or earliest vestiges of the Kerguelen mantle plume? // Earth Planet. Sci. Lett. 2016. V. 440. P. 20–32.

  63. Patriat P., Segoufin J. Reconstruction of Central Indian Ocean // Tectonophysis. 1988. V. 155. P. 211–234.

  64. Ramana M., Subrahmanyam V., Chaubey A. et al. Structure and origin of the 85 E Ridge // J. Geophys. Res. 1997. V. 102. P. 17 995–18 012.

  65. Rodionov N.V., Belyatsky B.V., Antonov A.V. et al. Comparative in-situ U–Th–Pb geochronology and trace element composition of baddeleyite and low-U zircon from carbonatites of the Palaeozoic Kovdor alkaline–ultramafic complex, Kola Peninsula, Russia // Gondwana Research. 2012. V. 21. V. 4. P. 728–744.

  66. Scheirer D.S., Forsyth D.W., Conder J.A. et al. Anomalous seafloor spreading of the Southeast Indian Ridge near the Amsterdam – St. Paul Plateau // J. Geophys. Res. 2000. V. 10. P. 8243–8262.

  67. Stacey J.S., Kramers J.D. Approximation of terrestrial Pb isotope evolution by a two-stage model // Earth Planet. Sci. Lett. 1975. V. 26. P. 207–221.

  68. Storey M., Saunders A.D., Tarney J., Gibson I.L. Contamination of Indian Ocean asthenosphere by the Kerguelen-Heard mantle plume // Nature. 1989. V. 338. P. 574–576.

  69. Sushchevskaya N.M., Belyatsky B.V., Laiba A.V. Origin, distribution and evolution of plume magmatism in East Antarctica // Volcanology / Stoppa Fr. (Ed.). Croatia: INTECH Rijeka, 2011. P. 3–29.

  70. Torsvik T.H., Amundsen H.E.F., Hartz E.H. et al. A Precambrian microcontinent in the Indian Ocean // Nature Geoscience. 2013. V. l6. P. 223–227. https://doi.org/10.1038/NGEO1736

  71. Torsvik T.H. et al. Continental crust beneath southeast Iceland // Proc. Natl Acad. Sci. USA. 2015. V. 112. E1818–E1827.

  72. Werner R., Wagner H.-J., Hauff F. RV SONNE Fahrtbericht / Cruise Report SO258/1: INGON: The Indian – Antarctic Break-up Engima, Fremantle (Australia) – Colombo (Sri Lanka) 07.06.–09.07.2017. GEOMAR Report. N. Ser. 038. Kiel. 2017. 187 p. https://oceanrep.geomar.de/39238/.

Дополнительные материалы отсутствуют.

Инструменты

следующая статья выпуска предыдущая статья выпуска содержание выпуска

Океанология

Архивы выпусков Информация о журнале Отправить рукопись в журнал