вулканизм внутриплитных поднятий индийского океана

ВУЛКАНИЗМ ВНУТРИПЛИТНЫХ ПОДНЯТИЙ ИНДИЙСКОГО ОКЕАНА
И ГИПОТЕЗА “ГОРЯЧИХ ТОЧЕК”
1
А. В. Артамонов, 1Б. П. Золотарев
Геологический институт РАН, Москва, artamonov@ginras.ru
1
Внутриплитные поднятия являются одним из масштабных структурных элементов дна
Мирового океана. К ним относятся асейсмичные хребты и подводные плато, архипелаги и отдельные
острова, гайоты и симаунты. К настоящему времени в сознании многих исследователей укоренились
представления об универсальном механизме образования большинства наиболее крупных (в
особенности, линейно-вытянутых) структур такого рода, в основе которого лежит идея существования
глубинных стационарных мантийных плюмов (или горячих точек) и их взаимодействия с движущейся
литосферной плитой. Возникать они могут при плавлении вещества над локальными источниками
тепла и подниматься за счет разности плотностей вещества такого плюма и окружающего массива.
Относительно глубин зарождения плюмов наиболее часто указывается уровень границы ядро 
нижняя мантия на глубине около 2900 км. Считается, что часть мантийных плюмов может
подниматься и с меньших глубин. Чаще всего в этой связи говорится о границе верхней и нижней
мантии на глубине около 670 км, где может происходить как формирование новых, так и остановка
или модификация более глубинных плюмов.
Предложенная для объяснения образования Гавайско-Императорской цепи подводных
вулканических поднятий идея о “горячих точках” в настоящее время используется при разработке
гипотез формирования десятков структур как в океане, так и на континенте.
В пределах Индийского океана расположены несколько крупных внутриплитных поднятий,
которые относят к структурам, образованным под действием глубинных мантийных плюмов. В их
числе Маскаренский и Мальдивский хребты, расположенные в западной части Индийского океана, а
также Восточно-Индийский хребет и плато Кергелен, которые находятся в восточной его части. В
рамках программ DSDP и ODP в ряде рейсов буровых судов было проведено бурение скважин на этих
поднятиях, часть из которых достигла их магматического фундамента.
Маскаренский хребет протяженностью 2600 км имеет форму дуги прилегает своей средней
частью к западному флангу Центрально-Индийского хребта. На северо-западном окончании хребта
расположены Сейшельские острова, а в южной его части  вулканические острова Маврикий и
Реюньон. Мальдивский хребет протягивается в меридиональном направлении на 3000 км от
полуострова Индостан на севере до Центрально-Индийского спредингового хребта в южной своей
части. В его пределах расположены три группы коралловых островов и рифов: Лаккадивские на
севере, Мальдивские в средней части и Чагос на юге [Удинцев, 1987]. В четырех скважинах (115-й
рейс ODP) пробуренных на Маскаренском хребте (скв. 706С и 707С), банке Чагос (скв. 713А) и
Мальдивском хребте (скв. 715А) были получены образцы пород фундамента, представленные
базальтами [Fisk, Duncan, et al., 1989]. Возраст базальтов увеличивается с юга на север от 33 млн. лет
(скв. 706C) до 49 млн. лет (скв. 713A) и 57 млн. лет (скв. 715A). Из этой закономерности выпадают
базальты скв. 707C, для которых определен возраст 67 млн. лет, совпадающий с возрастом траппов
Декана (6668 млн. лет). На острове Реюньон вулканизм начался около 2 млн. лет назад и
продолжается сегодня [Duncan, 1990].
Восточно-Индийский хребет, являясь одним из наиболее крупных асейсмичных хребтов
Мирового океана, протягивается на расстояние около 5000 км от 10о с.ш. до 35о ю.ш. практически
параллельно 90-му меридиану в.д. Он входит в систему протяженных меридиональных разломов
восточной части Индийского океана. Породы фундамента Восточно-Индийского хребта были вскрыты
в семи скважинах (22, 26 и 121 рейсы DSDP и ODP), расположенных вдоль простирания этой тектономагматической структуры. Возраст базальтов фундамента хребта закономерно увеличивается вдоль
его простирания с юга на север от 38 млн. лет до 83 млн. лет. Возраст базальтов вулканической
формации Раджмахал, расположенной в северо-восточной Индии, оценивается в 117 млн. лет[Duncan,
1991].
Плато Кергелен расположено в южном секторе Индийского океана, между 46о и 64о ю.ш. и
ориентировано в северо-западном направлении. Протяженность поднятия свыше 2000 км при средней
ширине около 500 км. Оно подразделяется на несколько сегментов (южный, центральный, северный).
В пределах северного сегмента плато расположен архипелаг Кергелен. Западный склон образует
широкий выступ (банка Элан) в срединной части плато, который выдается в западном направлении на
600 км от основного массива. Поверхность акустического фундамента плато нарушена рядом сбросов
и грабенов [Удинцев, 1987]. Бурение в пределах плато проводилось в ходе 119, 120 и 183 рейсов ODP.
Фундамент плато Кергелен был вскрыт скважинами 738С (119 рейс ODP), 747C, 749C, 750B (120 рейс
ODP), 1136А, 1137А, 1138А и 1140А (рейс 183), расположенных в различных частях плато.
Гипотеза, объясняющая образование внутриплитных поднятий на западе Индийского океана
действием долгоживущей глубинной мантийной “горячей точки”, является сегодня наиболее
популярной. Согласно плитовым реконструкциям [Duncan, 1990] около 65 млн. лет назад массовым
излиянием покровных толеитовых базальтов в западной Индии (провинция Деканских траппов) начала
свою деятельность горячая точка “Реюньон”, результатом действия которой стало формирование
рассматриваемых подводных поднятий и острова Реюньон. Деканский вулканизм интерпретируется
как начало действия плюма, а магматизм острова Реюньон, как его современное выражение.
Существуют и другие представления о формировании внутриплитных поднятий западной части
Индийского океана [Удинцев, 1987; и др.].
Образование Восточно-Индийского хребта и плато Кергелен, а также хребта Брокен и траппов
Раджмахала наиболее часто, особенно за рубежом, связывается с движением Индийской плиты над
стационарным долгоживущим (около 120 млн. лет) мантийным плюмом, расположенным вблизи
острова Кергелен [Duncan, 1991; и др.]. Считается, что на рубеже около 40 млн. лет спрединг
океанического дна разделил Восточно-Индийский хребет и хребет Брокен от плато Кергелен и далее
вулканизм был ограничен районом вокруг архипелага Кергелен. О формировании ВосточноИндийского хребта в разное время высказано несколько иных гипотез (см. ссылки в работе
[Вертикальная аккреция..., 2002]), некоторые из которых предлагают рассматривать формирование
Восточно-Индийского хребта, как результат тектонических движений в зоне линейного разлома на
океанической коре, которые сопровождались базальтовым вулканизмом, что привело к приращению
второго слоя океанической коры под хребтом. В отношении образования плато Кергелен также
существуют несколько гипотез. Его рассматривали и как поднятый останец древней меловой
океанической коры, и как фрагмент континентальной коры суперконтинента Гондвана.
Рассматриваемые внутриплитные тектоно-магматические структуры Индийского океана
обладают рядом общих признаков. Все они представляют собой крупные протяженные поднятия на
океанической коре, фундамент которых сложен огромными массами вулканических пород основного
состава. Морфология Маскаренского, Мальдивского и Восточно-Индийского хребтов, а также плато
Кергелен носит блоковый или глыбовый характер, а их поперечные профили асимметричны
(восточные склоны круты, а западные  пологи). Вдоль подножия восточных склонов ВосточноИндийского и Мальдивского хребтов протягиваются желоба [Удинцев, 1987]. Для всех структур
характерна повышенная мощность коры (от 10 до 25 км), причем увеличение мощности происходит за
счет наращивания второго ее слоя сверху и приращения снизу. На континентальном продолжении
Восточно-Индийского и Мальдивского хребтов развит трапповый вулканизм  плато-базальты
Раджмахала и трапы Декана, соответственно. Пространственно с поднятиями сопряжены молодые
вулканические острова Кергелен и Реюньон. Возраст вулканитов, слагающих поднятия, чаще всего
закономерно уменьшается от континента к океану, хотя существуют и исключения (скв. 707С на
Маскаренском поднятии). И, наконец, все рассмотренные внутриплитные поднятия относятся к типу
асейсмичных тектоно-магматических структур океанского дна.
Некоторые из приведенных выше признаков сходны с таковыми для Гавайско-Императорской
вулканической цепи, являющейся эталонным примером внутриплитной структуры, образование
которой связано с действием глубинного мантийного плюма. Общая ее протяженность около 4000 км.
Наблюдается увеличение возраста вулканитов от современного до 6870 млн. лет вдоль ГавайскоИмператорской цепи подводных гор в северо-западном направлении. На юго-восточном окончании
Гавайского хребта расположены поднимающиеся над водой Гавайские острова, на которых
расположены ныне действующие вулканы. Мощность коры под Гавайским валом оценивается в 14 км.
Однако, в отличие от рассмотренных в работе внутриплитных поднятий Гавайско-Императорский
хребет представляет собой цепь отдельных плосковершинных вулканических гор, вытянутых
преимущественно в северо-западном направлении [Удинцев, 1987]. На Гавайских островах составы
излившихся лав отдельного вулкана изменяются во времени. Описывается последовательность
различных стадий вулканизма в ходе которых изливаются породы, относящиеся к различным
магматическим сериям.
Магматизм, свойственный рассматриваемым внутриплитным поднятиям Индийского океана
существенно отличается от характерного для Гавайско-Императорского хребта. Его продуктами
являются, в основном, толеитовые базальты, причем разные по своим геохимическим характеристикам
в отдельных сегментах поднятий. Большинство базальтов из скважин на этих поднятиях, отличаясь от
вулканизма СОХ и океанических островов, занимают некоторое промежуточное положение между
ними по степени обогащения некогерентными редкими и редкоземельными элементами. Это, повидимому, может быть связано с промежуточными между базальтами СОХ и производными горячих
точек глубинными уровнями формирования первичных расплавов. При этом в отдельных скважинах
встречены базальты по составу аналогичные N-MORB и даже более деплетированные, чем последние
(например, скв. 707С и 713А на Маскаренском хребте и банке Чагос, соответственно). Иногда составы
базальтов близки к толеитам океанических островов (например, скв. 747С на плато Кергелен или скв.
706С в южной части Маскаренского хребта). В ряде случаев базальты в конкретной скважине делятся
на дискретные геохимические группы. Особенно ярко это выражено в рассматриваемых скважинах на
поднятиях западной части Индийского океана [Fisk, Duncan, et al., 1989; Вертикальная аккреция...,
2002, с. 279-323], но наблюдается и на других структурах (например, скв. 1140А на плато Кергелен)
[Артамонов, Золотарев, 2003]. Ни в одном из изученных объектов не обнаружены типичные для
Гавайских островов породы, такие как пикрит, океанит, анкарамит, базанит и нефелинит. Породы
повышенной щелочности, а также кремнекислые дифференциаты проявлены на островах Реюньон,
Кергелен и Херд. Кремнекислые пирокластические потоки, а также лавы трахитового, дацитового и
риолитового составов обнаружены в ряде скважин из различных частей плато Кергелен [Frey et al.,
2003].
Чаще всего различия в составах базальтов вдоль цепи поднятий от острова Реюньон к траппам
Декана объясняется смешением в различных пропорциях деплетированной (астеносферной) и
глубинной (плюмовой) мантии, которое связано с пространственным совпадением (или
несовпадением) горячей точки и зоны спрединга в момент образования того или иного сегмента
поднятия, которое могло происходить на различных стадиях раскрытия Индийского океана [Fisk,
Duncan, et al., 1989]. Вулканиты из скважин Восточно-Индийского хребта обладают различными
изотопными характеристиками, что предполагает их образование из мантийных источников
различного состава и (или) при их смешении. Значительные вариации в изотопных составах пород
фундамента плато Кергелен указывают на существование под ним мантийных неоднородностей и
долговременное пространственное взаимодействие различных мантийных резервуаров, таких как DM,
EM-I и EM-II [Storey et al., 1992]. Ряд изотопных данных указывает на наличие континентальной
компоненты в разновозрастных вулканитах плато. В толще базальтового фундамента, вскрытого
скважиной 1137A на банке Элан обнаружен прослой конгломератов, содержащих обломки базальтов,
порфировых трахитов, риолитов, гранитоидов и гранат-биотитовых гнейсов [Frey et al., 2003]. Эти
факты позволяют предполагать широкое распространение континентального материала на плато
Кергелен. Данные по общей и изотопной геохимии изученных базальтов указывают на существенные
отличия состава мантии под внутриплитными поднятиями из различных сегментов Индийского
океана. Наиболее сложная в геохимическом плане картина наблюдается для плато Кергелен. Вероятно
это может являться отражением глобальной латеральной неоднородности в составе мантии под
Индийским океаном.
Анализ данных по морфологии и геологии поднятий, по геохимии и возрасту слагающих их
фундамент базальтов выявляет существенные трудности при попытках связать группы внутриплитных
поднятий на западе и на востоке Индийского океана единым механизмом образования и рассматривать
обсуждаемые структуры в целом как продукты действия мантийных плюмов “Реюньон” и “Кергелен”.
Имеющиеся различия в составах пород фундамента этих поднятий позволяют говорить о том, что
Мальдивский и Маскаренский хребты на западе Индийского океана, как и Восточно-Индийский
хребет и плато Кергелен на востоке, следует рассматривать как самостоятельно формировавшиеся
тектоно-магматические структуры, каждая из которых обладает отдельной магматической и
тектонической историями развития. Более того, отдельные сегменты этих поднятий обладают
особенностями в истории своего развития. Общим и определяющим фактором при формировании этих
структур представляется развитие крупных разломных зон на консолидированной океанической коре,
инициировавших излияния огромных объемов базальтовых магм по составу отличных от характерных,
как для СОХ, так и для океанических островов. Тектонические движения, по-видимому, могут
продолжаться и после завершения магматического этапа. По мере развития разлома происходит
последовательное перемещение области активного вулканизма. Это объясняет изменение возраста
базальтов вдоль простирания структур. При таком развитии событий объяснимы и блоковая структура
хребтов, и увеличенная мощность коры под поднятиями, и асимметрия их поперечных профилей,
являющаяся, вероятно, следствием ротационного эффекта. Различия в составах базальтов из
различных сегментов поднятий может быть связано с глубиной проникновения разломов в мантию,
при условии вертикальной ее неоднородности, или с различной степенью плавления мантийного
субстрата в той или иной точки хребта или плато, или латеральными мантийными неоднородностями в
этой части Индийского океана. Химический состав базальтов трапповых формаций Декана и
Раджмахала говорит об их образовании из обогащенных мантийных источников, но представляется
целесообразным отделять их от магматических источников островов Реюньон и Кергелен. На
необходимость такого разделения указывают особенности составов плато-базальтов и базальтов
островов, их пространственная и структурная разобщенность, а также большой возрастной интервал
[Вертикальная аккреция..., 2002].
Данные по геохимии базальтов фундамента внутриплитных океанических поднятий позволяют
усомниться в необходимости привлечения сверхглубинных уровней Земли для образования
наблюдаемых составов этих магматических пород. Базальты, вскрытые скважинами на ВосточноИндийском, Мальдивском и Маскаренском хребтах и плато Кергелен в Индийском океане обладают
характерными геохимическими особенностями [Вертикальная аккреция..., 2002; Артамонов,
Золотарев, 2003], но для их образования нет причин привлекать столь глубинный материал.
Представляется, что оставаясь в пределах верхней мантии и оперируя известными параметрами
плавления, такими как давление, температура, глубина образования первичного расплава и его
дифференциация, степень плавления мантийного субстрата и различия в исходном составе этого
субстрата на разных глубинных и латеральных уровнях можно объяснить наблюдаемые
геохимические особенности базальтов. Очень важным фактором, влияющим на процессы плавления
верхнемантийного вещества, может быть наличие глубинных флюидных потоков. Кроме того, в
каждом конкретном случае требует обсуждения возможное участие процессов коровой контаминации
при формировании того или иного поднятия.
Список литературы
Артамонов А. В., Золотарев Б. П. Вулканизм плато Кергелен (Индийский океан): состав, эволюция,
источники // Литология и полезные ископаемые, 2003, № 4. С. 425-448.
Вертикальная аккреция земной коры: факторы и механизмы // Отв. ред. М.Г. Леонов. М.: Наука,
2002, 461с. (Тр. ГИН РАН; Вып. 542).
Удинцев Г. Б. Рельеф и строение дна океанов // М.: Недра, 1987, 239 с.
Duncan R. A. The volcanic record of the Reunion hotspot // In Duncan R.A., Beckman J., Peterson L.C., et al.
Proc. ODP, Sci. Results: College Station, TX (Ocean Drilling Program), 1990, Vol. 115. P. 3-10.
Duncan R. A. Age distribution of volcanism along aseismic ridges in the eastern Indian Ocean // In Weissel J.,
Peirce J., Taylor E., Alt J., et al. Proc. ODP, Sci. Results: College Station, TX (Ocean Drilling Program), 1991, Vol. 121.
P. 507-517.
Fisk M. R., Duncan R. A., Baxter A. N., et al. Reunion hotspot magma chemistry over the past 65 m. y.: results
from Leg 115 of the Ocean Drilling Program // Geology, 1989, Vol. 17. P. 934-937.
Frey F. A., Coffin M. F., Wallace P. J., Weis D. Leg 183 syntesis: Kerguelen Plateau-Broken Ridge  large
igneous province // In Frey F.A., Coffin M.F., Wallace P.J., and Quilty, P.G. (Eds.). Proc. ODP, Sci. Results: College
Station, TX (Ocean Drilling Program), 2003, Vol. 183. P. 1-48.
Storey M., Kent R. W., Saunders A. D., et al. Lower Cretaceous volcanic rocks on continental margins and their
relationship to the Kerguelen Plateau // In Wise S.W., Jr., Schlich R., et al. Proc. ODP. Sci. Results. College Station, TX
(Ocean Drilling Program), 1992, Vol. 120. P. 33-53.