Особенности процесса кристаллизации и геохимии толеитовых магм западного окончания Африкано-Антарктического хребта (хребет Шписс) в районе тройного сочленения Буве

Н. М. Сущевская¹, Е. В. Коптев-Дворников², Н. А. Мигдисова², Д. М. Хворов², А. А. Пейве³, С. Г. Сколотнев³, Б. В. Беляцкий⁴, В. С. Каменецкий⁵

¹ Институт геохимии и аналитической химии им. В. И. Вернадского РАН
² Московский Государственный Университет
³ Геологический институт РАН
⁴ Институт геологии и геохронологии докембрия РАН, Санкт-Петербург
⁵ Университет Тасмании, 252-79 Хобарт, Тасмания 7001, Австралия

Содержание

Аннотация

Методы анализа

Составы стекол определялись методом электронно-зондового анализа на микроанализаторе CAMEBAX-Microbeam, фирмы Cameca (аналитик Кононкова Н. Н.) в ЦАЛ ГЕОХИ при ускоряющем напряжении 15 кВ и токе зонда 30 нА и в Тасманийском Университете на Cameca SX50. Для полученного значения бралось среднее определение по трем точкам на образце. В качестве стандарта использовался образец природного стекла VG-2 [Melson et al., 1977).

Содержания редких элементов в стеклах анализировались методом Ar-F лазерным возбуждением - ICP-MS на RSES, ANU (Канберра, Австралия). Калибровка проводилась используя стандарт NIST612 и 43Ca в качестве внешнего стандарта. Точность метода ( 2s ) составляла ( < 2% для Ti, Sr и Ba; 2-5% для Sс, V, Y, Zr, Nb, La и Ce; 5-10% для Ga, Rb, Eu, Gd, Er, Yb, Hf, Ta и Th; 10-15% для Sm, Lu, Pb и U.

U-Pb, Sr-Nd данные для базальтов были получены в лаборатории геохимии изотопов в ИГГД РАН (Санкт-Петербург) на многоканальном твердофазовом масс-спектрометре Finnigan MAT-261 в статистическом режиме с одновременной регистрацией ионных токов изотопов. Pb и U выделялись из образцов ионным обменным способом в элюенте НВr. Уровень фонового загрязнения в ходе аналитического определения не превышал 0.5 ng для Pb и 0.05 ng для U. Изотопный анализ свинца проводился при помощи силикатного иммитера. Воспроизводимость изотопного анализа Pb в образцах определялась эффектом масс-фракционирования, величина которого 0.0013 0.003 amu ^-1 была определена путем многократного замера стандарта NBS SRM-982 и использована для коррекции фракционирования изотопного состава Pb в процессе измерения образцов. Среднее значение для NBS-982, полученное в ходе измерений составляло ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb=36.643, ²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb=17.092, ²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb=36.551. Ошибка, оцененная на основе повторных измерений стандарта, 0.03% amu ^-1, соответствующих для индивидуального анализа изотопного состава Pb была 0.006-0.008%. Среднее значение BCR-1 по 8 измерениям: ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb=18.815, ²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb=15.638, ²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb=38.732, [Pb]=13.396 г/т, [U]=1.703 г/т.

Краткая характеристика и минералогические особенности базальтов хребта Шписс

В ходе итало-российского геолого-геофизического рейса НИС "Геленджик" в районе тройного сочленения Буве в 1996 г. было проведено драгирование хребта Шписс (рис. 1). Станции (G9611-13, G96Т4) располагались непосредственно в кальдере и на склонах центральной постройки, станция G9615 - на возвышенности, в северной части хребта Шписс. Станция G9614 была выполнена на западном, по магнитным аномалиям более древнем, участке хребта. Станция G9610 располагалась на склоне субмеридиональной возвышенности западнее хребта, отделялась от него протяженной впадиной сходного простирания. Со всех станций был поднят представительный каменный материал, состоящий из обломков и глыб базальтов - фрагментов пиллоу-базальтов, лавовых потоков, часто со следами свежих сколов. Особенность драгированного материала - большой объем пористых базальтов, которые в различных процентных соотношениях имелись во всех драгах. Пористость базальтов варьировала. Наиболее пористые образцы имели до 60% пор и внешне были похожи на шлаковые базальты (станция G9612). На поверхности многих образцов сохранены стекловатые зоны закалки. Минералогически базальты относились к афировым и слабо порфировым разностям. По степени раскристаллизованности базальты можно подразделить на слабо раскристаллизованные (степень раскристаллизации достигает 30-45%). Подобные базальты наиболее типичны для станций G9612, G9613, G9615. Средне раскристаллизованные - (50-65% степень раскристаллизации). Они встречены на станциях G9610, G9612, G9613, G9614, также как и наиболее раскристаллизованные образцы, (со степенью раскристаллизации до 70-90%).

В целом, породы первой группы можно определить, как гиалобазальты. Чаще всего они афировые либо слабо порфировые, пористые. В среднем содержание пор в них достигает 5-10%, поры часто имеют вытянутую форму и определенную ориентировку. По минеральному составу вкрапленники представлены плагиоклазом (50-70%), оливином и клинопироксеном, который в некоторых образцах может и отсутствовать.

Породы второй группы, представляющие более раскристаллизованные разности, являются фрагментами потоков или внутренних частей пиллоу-лав. Нераскристаллизованного стекла в них становится меньше, а содержание вкрапленников обычно составляет 65, редко 50%. Породы более пористые, в среднем количество пор - около 10%, хотя максимально может достигать и 60%. Иногда поры очень большие, по сравнению с основной массой выглядят гигантскими. Часто они заполнены смектитом, глаукофаном, цеолитами. Структура базальтов порфировидная. Вкрапленники представлены плагиоклазом (до 80%), оливином (около 12%) и клинопироксеном (около 8%). Структура основной массы интерсертальная. Интерстиции выполнены клинопироксеном и оливином, местами измененным стеклом. Наблюдаются скопления рудного минерала (титаномагнетита), содержание которого составляет 3-4%.

Третью группу образцов, степень раскристаллизации которых составляла не меньше 70%, можно отнести к порфировым долерито-базальтам. В среднем пористость этой группы базальтов 5-10%, хотя в отдельных образцах она достигает 10-20%. Часто поры заполнены вторичными минералами. Количество плагиоклаза во вкрапленниках обычно относительно меньше, чем в породах 2-ой группы - 60-65%, оливин и клинопироксен представлены в равных количествах, но в некоторых образцах клинопироксена заметно больше. Оливин часто замещается по трещинам иддингситом. Также для базальтов этой группы характерно развитие титаномагнетита, встречающегося в виде скоплений и отдельных кристаллов игольчатой формы.

Таким образом, по минералогическому составу изливавшиеся в пределах хребта Шписс базальты характеризуются разной степенью кристаллизации исходных магм. Пористость образцов часто не связана с минеральным обликом породы, что и понятно, поскольку с одной стороны летучие накапливаются в процессе дифференциации, а с другой стороны происходит дегазация в процессе подъема и кристаллизации магм.

Петрохимические особенности расплавов и оценка условий фракционирования

В табл. 1 приведены составы закалочных стекол. На корреляционных диаграммах MgO-окисел (рис. 2) отмечаются широкие вариации всех породообразующих элементов в стеклах, что связано с процессом фракционирования. Содержание MgO в наиболее дифференцированных расплавах, излившихся на поверхность океанического дна снижается вплоть до 2.5%, с закономерным накоплением SiO₂, Na₂ O и снижением концентраций FeO, TiO₂, происходящим за счет кристаллизации титаномагнетита.

Для того чтобы выяснить, насколько полно отражают составы стекол магматизм района, мы сравнили средние составы выделенных кластерных групп базальтов и стекол хребта Шписс. Выборка базальтов насчитывала около 30 анализов и включала собственные неопубликованные данные, а также литературные [Dick et al., 1984; Le Roex et al., 1982; Simonov et al., 1996] (рис. 3). Проведенное сравнение подтвердило, что стекла хорошо отражают основную тенденцию изменения составов расплавов в ходе фракционирования. Около 10% всех магм составляют крайне дифференцированные разности. На рис. 3 приведены для сравнения составы кластерных групп, выделенных для стекол южной части САХ, выборка которых насчитывала 280 анализов [Цехоня, Сущевская, 1995. В отличии от расплавов Южной части САХ (ЮСАХ), диапазон фракционирования которых по магнию составляет от 10 до 6%, базальты хребта Шписс более дифференцированы, что указывает на существенно отличные условия дифференциации в этой области, чем под всей спрединговой зоной ЮСАХ.

Другой отличительной особенностью составов базальтовых стекол хребта Шписс является повышенное содержание в расплавах К ₂ O. В ЮСАХ такие базальты распространены в сегментах, расположенных вблизи горячих точек (район 7-14^o ю.ш., о-в Св. Елена и 35-40^o ю.ш. - Тристан-де-Кунья) [Цехоня, Сущевская, 1995; Shilling et al., 1985].

Основные закономерности составов минералов, выделенных из базальтов хребта Шписс показаны на серии гистограмм (рис. 4). Оливины по содержанию форстерита изменяются от 91 до 81%. В целом для всей выборки на гистограмме можно отметить три пика по магнезиальности Fo₈₉, Fo₈₆ и Fo₈₂. Наиболее магнезиальные оливины - относятся к высокотемпературной ликвидусной ассоциации. Пик, отвечающий Fo ₈₆ отражает средний состав оливинов, кристаллизующихся из фракционированных расплавов в промежуточной камере, а наиболее железистые оливины кристаллизовались в изливавшихся лавах. Диапазон составов оливинов хребта Шписс в общем случае отвечает типичным вариациям оливинов, наблюдаемым для Атлантики [Dmitriev et al., 1985]. Составы плагиоклазов также имеют три максимума, отвечающих определенным этапам кристаллизации. При этом отмечаются высоко кальциевые плагиоклазы - An₉₃, но основной диапазон - An₈₃ - An₈₅, отражает главный этап кристаллизации базальтов в промежуточной камере. Низкотемпературные, наиболее продвинутые плагиоклазы лежат в диапазоне An₇₅ - An₆₄. Столь широкий диапазон составов плагиоклазов типичен для толеитов северной Атлантики, образующихся при фракционировании более глубинных расплавов толеитов океанических рифтов (ТОР-1) в отличии от более распространенных в спрединговых хребтах (ТОР-2) [Сущевская и др., 1983]. Подобные высоко кальциевые плагиоклазы были встречены в толеитах района FAMOUS [Dmitriev et al., 1985]. Пироксены лежат по магнезиальности в интервале 78-91%. При пересчете на миналы по [Nimis, 1995] они дают следующие составы - Wo_0.33-0.42, En_0.51-0.59, Fs_0.02-0.12. На гистограмме более четко выделяются два пика составов по магнезиальности. Более низкотемпературные пироксены, отвечающие магнезиальности 81-83%, вероятно относится к этапу эвтектоидной кристаллизации оливина, плагиоклаза и пироксена в промежуточной камере, что было видно и по изучению шлифов, когда повсеместно наблюдались в базальтах сростки фенокристов этих минералов в различных соотношениях. Содержание глинозема в клинопироксенах колеблется от 1.6 до 4.4%, что указывает на их кристаллизацию при давлениях ниже 7 кбар [Nimis, 1995].

Измеренные составы вкрапленников оливинов, плагиоклазов и пироксенов из одного образца (G9814/22) также показывают широкий диапазон вариаций составов минералов. Этот диапазон свидетельствует о широких проявлениях куммуляционных процессов, протекающих как в промежуточной камере, так и в момент излияния на поверхность дна, когда вновь поступающие расплавы могли внедряться через полузастывшую толщу, ранее излившегося потока. Главному этапу кристаллизации в очаге отвечает равновесная ассоциация вкрапленников Fo_89-88, An_86-85 и Cpx_Mg88-89. Вместе с тем встреченные более высотемпературные мегакристы отражают ликвидусные ассоциации более ранних этапов кристаллизации расплавов при их подъеме от места генерации до промежуточного очага.

Химизм отдельных минералов-вкрапленников в базальтах хребта Шписс позволяет утверждать, что породы соответствуют неравновесной смеси расплава, оливина, плагиоклаза, клинопироксена и, возможно, рудных минералов. Мы полагаем, что изученные смеси расплав - минералы образовались в пределах единой магматической системы, т.е. при участии генетически родственных магм, и, возможно, лишь на этапе излияния на поверхность. Фиксируемые максимумы эмпирических плотностей распределения составов этих минералов свидетельствуют о том, что число возможных компонент магматической смеси не превосходило двух-трех. Согласованные же распределения редких элементов в стеклах позволяют надеяться, что все компоненты смеси являлись комагматичными. Тем не менее, для математической интерпретации, мы принимаем, что большинство стекол, по-видимому, близки по составу к расплавам, генерируемым в процессе кристаллизации тройной котектики.

Представляет определенный интерес реконструкция составов "назад", т.е. от более зрелых, наблюдаемых в природе, к более примитивным, в данном случае, более магнезиальным. Для этих целей мы использовали математический аппарат, состоящий из взаимосвязанных алгоритмов предсказания появления минералов на ликвидусе, расчета химического и фазового составов системы.

Достаточно подробное описание алгоритмов приведено в работе [Френкель и др., 1988]. Эмпирические функции состава минералов и расплава от температуры и давления, используемые нами в алгоритме предсказания фазового состава системы, приведены в работах [Болиховская и др., 1995; Френкель и др., 1988].

При решении задач реконструкции возникают определенные сложности. Дело в том, что область составов потенциально родоначальных для базальтов хребета Шписс достаточно обширна. Используемый нами комплекс алгоритмов генерирует равновесные ассоциации в направлении уменьшения температуры. Таким образом, очевидно, любое получаемое нами решение задачи реконструкции является не единственным. Возможны следующие пути преодоления проблемы: поиск на месте, или экспертные оценки составов расплавов, приближающихся к исходной магме. Выбрав второй путь, мы приняли в качестве родоначальной магмы состав, близкий к ТОР-1 (см. табл. 2). В пользу последнего говорит широкая распространенность базальтов этого типа в пределах рифтовых структур Атлантики, а также некоторые минералогические признаки. По сравнению с ТОР-1, в нашей оценке повышены содержания титана и калия. Для оценки области давлений, в которой генерировались расплавы, использовался следующий прием. Мы выполнили ряд тестовых расчетов для состава базальта, поднятого из зоны разлома FAMOUS (см. табл. 2). Из имеющихся стартовых составов, использованных для закалочных экспериментов при различных давлениях, этот состав наиболее близок к составу ТОР-1. Параметры расчетов (см. табл. 3), в первую очередь давление и летучесть кислорода, были близки к использованным в полибарических закалочных опытах с тем же исходным составом [Bender et al., 1978]. Напомним, что тип ТОР-1 был выделен в базальтах именно этой рифтовой области [Sobolev and Dmitriev, 1989].

При хорошем воспроизведении последовательности кристаллизации, наши данные демонстрируют некоторую погрешность в расчете пропорций кристаллизации, что связано, по-видимому, с эффектом накопления ошибок в процессе вычислений. Все вопросы, связанные с накоплением погрешности нами детально не исследовались. По нашим оценкам, погрешность вычисления пропорций ликвидусных фаз может достигать 20%.

Составы экспериментальных стекол и расплавов хребта Шписс представлены на рис. 5 и лежат в некотором промежуточном поле между областью ТОР-1 и стеклами хребта Шписс. Мы предполагаем, что кривые эволюции ТОР-1 в диапазоне умеренных и низких давлений будут близки по составу к экспериментальным стеклам. Это предположение оправдывает наш подход для грубой оценки давления. Судя по всему, этап эволюции из поля ТОР-1 в сторону составов стекол хребта Шписс происходил в диапазоне давлений 0-6 кбар.

Далее, используя в качестве стартового принятый состав родоначальной магмы, мы уточнили величины давления, летучести кислорода и содержания воды в расплаве. Последняя величина найдена согласно процедуре коррекции ликвидусных температур минералов в зависимости от содержания воды в магме [Альмеев, Арискин, 1996]. Ранее [Симонов и др., 1996] было установлено, что стекла района тройного сочленения Буве и хребта Шписс содержат повышенные концентрации воды, достигающие в наиболее дифференцированных образцах 1-1.5%. Кривые эволюции расплава (см. рис. 2) удовлетворительно воспроизводят картину природного распределения по большинству петрогенных окислов в диапазоне давлений 2-3 кбар, летучести кислорода в исходной магме, отвечающей величине FeO ²⁺ / S FeO=0.97 (закрытая по кислороду система). Содержание воды в магме из области ТОР-1 не превосходило 0.3 вес.% и около 0.6 вес.% при приближении к полю наименее фракционированных составов стекол хребта Шписс. Вероятная последовательность кристаллизации следующая: оливин (1310^o С), плагиоклаз (1239^o С), клинопироксен (1203^o С), магнетит (1090^o С). Вычисленные для области стекол хребта Шписс составы минералов оказались систематически более продвинутыми, чем в образце G9614/22. Наблюдаемому в природе этапу кристаллизации соответствуют оливин состава Fo_75-63, плагиоклаз - An_65-53 и клинопироксен - En₄₃ Fs₁₅ Wo₄₂.

Таким образом, изучение кристаллизации магм под хребтом Шписс показало, что они фракционируют в относительно закрытой системе при давлениях 3-2 кбар, в температурном интервале 1310-1100^o С из первичных расплавов глубинного толеитового типа ТОР-1, образующегося в ходе полибарического, куммуляционного, фракционного плавления лерцолитовой океанской мантии, в интервалах давлений 20-9 кбар, типичного для северной провинции САХ [Сущевская, Цехоня, 1995; Niu and Batiza, 1991]. В отличии от достаточно сухих условий типичных для большей части рифтовых зон Мирового океана, первичные расплавы хребта Шписс содержали около 0.3% воды и были относительно обогащены некогерентными элементами.

Геохимическая характеристика магм

Как уже упоминалось, по геохимическим параметрам базальты хребта Шписс принадлежат к обогащенным толеитам [Dickey et al., 1977; Le Roex et al., 1982]. Вместе с тем по степени обогащенности они занимают промежуточное положение между рифтовыми толеитами сегмента Африкано-Антарктического хребта, расположенного вблизи острова Буве и аномально обогащенными толеитами района 12-14^o в.д. того же хребта [Сущевская и др., 1998]. Определенные нами концентрации 28 редких элементов, а также изотопные данные впервые позволили более полно охарактеризовать специфику расплавов этого района. Данные приведены в табл. 4. На рис. 6 показаны вариации Nb, Rb, Ba, Y, Sc и Zr в стеклах и в ранее изученных базальтах хребта, а также сегмента аномалии 12-14^o в.д. [Le Roex et al., 1982, 1992]. Видно, что в целом существует корреляция этих элементов со степенью фракционирования, а интервалы увеличения их концентраций по нашим данным и данным Ле Руа близки. В тоже время два состава стекол из нашей коллекции (G9612/12 и G9612/16) являются более обогащенными в следствие сильного фракционирования (Zr 500 г/т, Y 75 г/т). Скандий имеет обратную корреляцию с цирконием, что связано с кристаллизацией клинопироксена, для которого коэффициенты распределения больше 1. Среди трех проанализированных стекол станции G9610 есть как деплетированные, так и обогащенные ТОР. При этом два обогащенных состава лежат вне трендов хребета Шписс. По содержаниям Sr, Rb, Ba они попадают в поля составов базальтов аномалии 12-14^o в.д., но отличаются более низкими концентрациями Y и Nb. В тоже время видно, что магмы района 12-14^o в.д. неоднородны, и лишь небольшая их часть идентична по всем параметрам лавам хребта Шписс. Используя рассчитанные пропорции кристаллизации фаз и коэффициенты распределения микроэлементов [Bindeman et al., 1998; Green, 1994], мы вычислили количества микроэлементов в расплавах, генерируемых из состава ТОР-1. На рис. 6 линией показано изменение содержания элементов в ходе 90% фракционирования первичного расплава. Модельный ход кристаллизации воспроизводит изменения концентраций в большинстве природных стекол.

Вариации относительно более совместимых и несовместимых элементов, в стеклах хребта Шписс, нормализованных к примитивной мантии по [Sun, 1982], приведены на рис. 7. Можно видеть, в общем случае, относительно обогащенный спектр распределения литофильных элементов, который в целом выдерживается в процессе дифференциации и накопления этих элементов в расплавах. Необходимо также отметить небольшие специфические минимумы U, Th, Sr и максимумы Zr, Hf. Наиболее деплетированным является стекло станции G9610, распределение элементов в котором относительно близко к характерному для первичной мантии [Sun, 1982]. Схожий спектр распределения обнаружен для вебстерита из вулканического поля Сайма (Калифорния), представляющего собой один из многочисленных фрагментов, различающейся по геохимии, субконтинентальной мантии [Mukasa and Wilshire, 1997]. Два других стекла станции G9610 более дифференцированы и относятся к сильно обогащенным толеитам, обогащение которых значительнее, чем можно было ожидать исходя из фракционирования, с отмечаемыми небольшими максимумами Rb, Ba и Sr относительно расплавов хребта Шписс. Но в целом спектр распределения элементов для стекол станции G9610 сопоставим со спектрами дифференцированных расплавов хребта.

Проведенное сравнение соотношений литофильных элементов в расплавах хребта Шписс и стекол станции G9610 показало, что по некоторым из них обнаруживаются различия. Так если значения отношений Th/U, Zr/Nb, Ba/Ce, Th/La, Nb/Th близки и лежат в интервалах 3.3-3.8, 6-12, 3.9-5, 0.09-0.13, 10-14 соответственно, то значения отношений Вa/Nb, Ba/Ce в стеклах станции G9610 выше, а Nb/La ниже, чем в расплавах хребта Шписс. Приведенные на рис. 8 графики для стекол изученных районов демонстрируют эти отличия, которые в свою очередь свидетельствуют о различиях примесных обогащенных компонентов по ряду элементов.

Определение характера примесного компонента сталкивается с рядом трудностей, поскольку с одной стороны для этого необходимо рассмотрение всех геохимических характеристик, а с другой сопоставление мантийного и корового компонента окружающих регионов. На сегодняшний день ограниченность аналитических данных не позволяет провести такой анализ. Некоторые отношения элементов, подобные индикаторному отношению Lu/Hf, отражают примесь пироксенитового компонента в источнике, поскольку коэффициенты распределения Hf в пироксенах выше по сравнению с Lu [Hirschmann and Stolper, 1996]. На рис. 8c видно, что расплавы хребта Шписс резко отличаются от производных деплетированной мантии, в которой отношение Lu/Hf достигает 0.3 при крайне низких концентрациях Hf. В тоже время показанные средние составы пироксенитов из альпинотипных массивов отличаются, при близких к деплетированной мантии отношениях Lu/Hf, повышенными содержаниями Hf. Среднее значение Lu/Hf для типичных пироксенитов субдуцированной океанической коры не только ниже чем для двух других мантийных резервуаров, но и имеют наиболее высокие концентрации Hf. Магмы хребта Шписс ближе тяготеют к пироксенитовой, обогащенной мантии. И хотя и отличаются от средних значений субокеанической субдуцированной коры, но среди последних были встречены эклогиты и пироксениты с близкими к базальтам хребта Шписс отношениями Lu/Hf.

В работе [Loubet et al., 1988] показано, что по соотношениям сильно несовместимых элементов, таких как Tа/La и Th/La, наблюдаются отличия для источника океанических базальтов, характеризующимися низкими отношениями Tа/La и Th/La равными 0.05 и обогащенными мантийными резервуарами, плавление которых приводит к образованию островов. Различая по совокупности геохимических данных два обогащенных источника для океанических островов, авторы делают вывод, что базальты острова Буве образуются при плавлении рецикличной океанической коры. На рис. 8d видно, что базальты хребта Шписс близки Tа/La и Th/La к средним значениям субдуцированной гетерогенной океанической литосферы.

Важнейшую информацию об источнике обогащения несет изотопная геохимия. Существует закономерное увеличение степени обогащения литофильными элементами и радиогенными изотопами со степенью деплетированности источника. Сравнение вариаций изотопных отношений ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb, ²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb, ²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb, ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd, ⁸⁷ Sr/⁸⁶ Sr со степенью обогащения по некогерентным элементам (табл. 5) выявило такую зависимость для большинства составов по Sr (Nb более несовместимый элемент, чем Y, Zr и Ва) и отсутствие ее по соотношению ²⁰⁶ Pb/ ²⁰⁴ Pb (рис. 9). Надо отметить, что для станции G9610 существуют расплавы с относительно нормальными Y/Nb, Nb/Zr отношениями, но с повышенными значениями ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr (0.7054). Показанные для сравнения базальты аномалии 12-14^o в.д. АфАХ разбиваются на два тренда - большинство составов относительно слабее обогащены радиогенным Sr, по сравнению с расплавами хребта Шписс, а также базальтами острова Буве [Kurtz et al., 1998]. В тоже время базальты 12-14^o в.д. АфАХ сопоставимы по отношениям ²⁰⁶ Pb/ ²⁰⁴ Pb и Ba/Nb с магмами хребта Шписс.

По полученным изотопным данным видно, что диапазон их значений для большей части стекол хребта небольшой: так по ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr он составляет 0.7033-0.7035, а по ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd 0.51313-0.51295 (рис. 10а), что существенно меньше, чем для базальтов из прилегающих областей АфАХ [Kurtz et al., 1998; Roex et al., 1983]. От относительно деплетированного источника океанических толеитов он отличается достаточно резким сдвигом по ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr. Установленные минимальные значения для ТОР _инд. =0.7026, для ТОР _атл. =0.7022 [Балашов и др., 1987]. Приведенные на рис. 10 вариации изотопных отношений Sr и Pb для стекол хребта Шписс и прилегающих сегментов АфАХ по нашим и литературным данным показывают, что расплавы хребта Шписс менее обогащены радиогенными изотопами, чем базальты сегмента АфАХ, встречающиеся вблизи острова Буве. В основном, по соотношениям ²⁰⁶ Pb/ ²⁰⁴ Pb и ⁸⁷ Sr/ ⁸⁶ Sr, все они лежат на едином тренде смешения обогащенного источника, близкого по характеристикам к магмам острова Буве, с деплетированным океаническим источником, который наиболее четко проявлен в составах базальтов сегмента 4-7^o в.д. [Kurtz et al., 1998]. Исключение составляют обогащенные ⁸⁷ Sr/ ⁸⁶ Sr и литофильными элементами стекла станции G9610. Например, стекло G9610/37а достаточно магнезиальное по составу более обогащено такими элементами как Sr, Ba, Ce, P, Th и B, выпадая по этим компонентам из корреляционных зависимостей для базальтов хребта Шписс - острова Буве. В тоже время на графиках ²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb - ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb (рис. 10с) базальты острова Буве выпадают из общего тренда простого смешения двух источников, показывая относительно более сильное обогащение радиогенным ²⁰⁶Pbпо сравнению с ²⁰⁸Pb.

Обсуждение результатов

Исследование магматизма хребта Шписс показало близость составов изливающихся магм, которые образуют как по главным элементам, так и по редким единые тренды дифференциации, что свидетельствует о нахождении магм в промежуточной камере в течение длительного времени. Расплавы, изливающиеся в районе станции G9610 близки по петрохимическому составу к магмам хребта Шписс. Среди них находятся наименее дифференцированные составы. В тоже время, поскольку драгированная возвышенность отделена от хребта Шписс глубокой впадиной, являющийся по представлениям [Mitchell and Livermore, 1998] продолжением САХ, можно констатировать, что более глубинные условия генерации магм характерны и для этой области. Первичные расплавы, поступавшие в очаг, расположенный под хребтом Шписс, по основным компонентам были близкого состава и достаточно хорошо перемешанные. Уровень промежуточной камеры находился на глубине 6-10 км, а средняя температура очага была 1150-1170^o С. Глубина выплавления поступающих в камеру расплавов существенно больше глубины промежуточного очага. По нашим представлениям эти расплавы сопоставимы с первичными расплавами ТОР-1, выплавляющимися в пределах поднимающегося диапира на глубинах 45-25 км в ходе фракционного полибарического аккумуляционного плавления лерцолитовой мантии [Niu and Batiza, 1991]. Магмы этого типа характерны для более горячих провинций медленно-спрединговых хребтов [Dmitriev et al., 1985; Klein and Langmuir, 1987]. В пределах Африкано-Антарктического хребта они также отмечаются вблизи острова Буве (неопубликованные данные). В тоже время, восточнее магматизм приобретает черты более распространенного для СОХ менее глубинного типа ТОР-2 и сменяется в районе 12-14^o в.д. наименее глубинным по выплавлению типом расплавов Na-ТОР [Kinzler and Grove, 1992; Сущевская и др., 1998]. Последний распространен также и в пределах Американо-Антарктического хребта. Таким образом, можно считать, что хребет Шписс и расположенный к югу участок АфАХ вблизи острова Буве имеют отношение к более разогретой области мантии, граница которой приходится на район 12-14^o в.д. АфАХ. Восточнее эта область переходит в зону интенсивных разломов, простирающихся к острову Мадагаскар, связанных с ранними этапами раскрытия Южного океана и разделяющих Юго-Западный Индийский хребет на две провинции [Пущаровский, 1998].

По геохимическим данным мы видим, что расплавы хребта Шписс обогащены и сопоставимы с обогащенным источником ЕМ-2, представителями которого считаются многие острова, в том числе Гавайи, Азоры, Буве [Hofmann, 1997]. В тоже время в отличии от базальтов Гавай расплавы хребта Шписс не имеют на спайдерграммах минимума Pb и максимума Sr. Их характеризует слабый минимум Sr и максимум Zr. Подобные отличия наблюдаются и при сравнении с обогащенным компонентом базальтов острова Исландия [Gurenco and Chaussidon, 1995]. Все это свидетельствует о том, что проявление обогащенного компонента типа ЕМ-2 для различных регионов океана различно и связано в первую очередь с мантийной гетерогенностью (поскольку большинство компонентов близки, а отличия есть лишь в единичных элементах), а не с отличиями в процессе плавления, либо в процессе связанным с флюидным привносом элементов. В последнем случае обогащенные рифтовые расплавы характеризовались бы определенной группой элементов, сингенетичных данному процессу для каждой провинции. Существующие на сегодняшний день объяснения появления обогащенных магм не являются полностью удовлетворительными, поскольку либо частично рассмотрен спектр характеристических элементов, (часто в литературе отсутствуют данные по Nb, U, Pb, особенно это касается концентраций в мантии), либо отсутствуют данные по петрогенным элементам, либо по изотопной геохимии. Поэтому очень трудно вычленить какой-либо один процесс, отвечающий за обогащение в расплавах, излившихся в пределах СОХ. Основные модели сводятся к следующему: это подплавление и соучастие в процессе плавления нижних частей субконтинентальной мантии в начальные стадии раскрытия, или океанической метаморфизованной мантии при перескоке оси спрединга, если процесс спрединга происходит дискретно [Anderson, 1994], либо смешение деплетированных (астоносферных) расплавов с обогащенными (плюмовыми), протекающее в очаге [Shilling et al., 1985]; либо смешение разной степени обедненных и обогащенных расплавов, образованных в ходе динамического плавления, с остающимся постоянно в каркасе поднимающейся и плавящейся мантии расплавом [Sobolev et al., 1993]. И последнее объяснение - это гетерогенность плавящейся мантии. Образовавшаяся гетерогенная мантия вследствие не до конца прошедшего конвективного перемешивания субдуцированной океанической литосферы [Hofmann, 1997], в состав которой могут быть включены фрагменты древних осадков (источник воды, К, Sr) и гранулиты (обедненные в процессе метаморфизма ураном и торием), при плавлении может образовывать обогащенные толеиты. Для каждой модели существуют пока еще неразрешимые вопросы. Для модели Шиллинга по существу лишь для северной части хребта Рекьянес можно четко проследить смешение обогащенных расплавов Исландии с деплетированным ТОР. В остальных районах САХ близ расположенные острова либо существенно гетерогенны подобно Азорам [Turner et al., 1997], либо имеют геохимические отличия, хотя территориально аномалии на хребтах и совпадают с островами. Модель Соболева-Шимизу нуждается в уточнении причины смещения изотопных характеристик в обогащенных расплавах. Для моделей гетерогенности мантии, полученных при субдукции, - не очень понятно, почему мантия с определенными характеристиками появляется в том или ином районе. Например, лишь под Индийским океаном мантия имеет специфический сдвиг по изотопным данным [Dupre and Allegre, 1983; Hamelin et al., 1985/1986]. Другими словами есть все-таки закономерности в появлении той или иной мантийной гетерогенности для определенных провинций. И, наконец, к недостаткам модели, объясняющей появление обогащенных магм под СОХ в ходе участия в плавлении блоков субконтинентальной мантии на начальных стадиях относится неясность механизма захоронения и траспортировки обогащенных расплавов в спрединговые зоны.

Тем не менее в течении последних лет один из авторов развивает именно эту точку зрения, обнаруживая большое геохимическое сходство обогащенного примесного компонента с характеристиками обрамляющих провинцию СОХ континентальных базальтов, излияние которых предшествует открытию океана либо сопоставимо с ним по возрасту [Сущевская и др., 1996, 1998]. На рис. 11 приведено сравнение Pb изотопных данных для базальтов хребта Шписс с данными по сегментам АфАХ вблизи острова Буве, САХ, флангов хребта Шписс (собственные неопубликованные данные), а также с типичными толеитами Индийского и Атлантического океанов и обогащенными базальтами плато и островов этих океанов [Baksi, 1995; Mahoney et al., 1983; Сущевская и др., 1996]. Хорошо видно, что по этим параметрам магмы района тройного сочленения лежат на продолжении линии смешения между деплетированным источником ТОР и обогащенным, типичным для щелочных базальтов Антарктиды [Hart et al., 1997]. В эту же область попадают и магмы острова Буве. Как было показано по многим соотношениям характеристических элементов, обогащенные базальты хребта Шписс и прилегающей области АфАХ можно сопоставить либо с рецикличной субдуцированной океанической корой, либо с мантией, обогащенной пироксеном. Последнее может возникать при взаимодействии мантии с расплавами, захороняющимися в ней. В тоже время присутствие в первичных расплавах воды, говорит о том, что мантийный источник мог содержать и амфибол. Простым смешением астеносферных расплавов со щелочными расплавами острова Буве достаточно трудно объяснить все наблюдаемые геохимические закономерности. Во-первых, для магм Буве нет полного набора литофильных элементов, а кроме того мы обнаружили более обогащенные радиогенным стронцием магмы в районе (станция G9611), чем характерные для острова Буве, а также некоторые отличия по некогерентным элементам, присущие этим магмам. Новые данные по изотопии гелия [Kurtz et al., 1998] показывают, что остров Буве имеет отношение к горячей точке, поскольку для базальтов острова отмечаются повышенные значения Не³/Не⁴. Для магм хребта Шписс эти значения ниже. В тоже время были обнаружены деплетированные толеиты в районе 7^o в.д. АфАХ, имеющие значения Не ³/Не⁴, превышающие отношения в базальтах Буве. Это, по-видимому, свидетельствует о том, что для большого региона, окружающего тройное сочленение Буве, процессы выплавления с образованием специфических геохимических характеристик мантийного источника хоть и варьируют в широком диапазоне, но статистически могут повторятся.

Ключ к разрешению противоречий может лежать в сложной геодинамике развития района. Хотя на сегодняшний день еще нет однозначной интерпретации полученных различными исследователями геофизических данных, но последние результаты [Ligi et al., 1999] свидетельствуют, что хребет Шписс имеет сложное сочленение с САХ. Существует небольшая область, где параллельно развиты спрединговые области САХ и АфАХ. Все это может являться отражением глубинных (подастеносферных) перетоков вещества, ориентированных навстречу друг другу. На рис. 12 схематично представлено строение участка САХ, примыкающего к области его взаимодействия с АфАХ. Не совсем ясно, в пределах какой спрединговой зоны (САХ или АфАХ) формировалась область океанической литосферы, на которой развивался хребет Шписс. Но эта область практически была пограничной и разделяла два мантийных глубинных потока (САХ и АфАХ). К этому же району подходит и третий подастеносферный мантийный поток, обусловивший развитие и пролонгацию Американо-Антарктического хребта в сторону САХ около 40 млн лет [Mutter et al., 1985]. Это приводит к тому, что под областью сочленения САХ и АфАХ, развивающихся в процессе медленного и дискретного спрединга, может образоваться глубинная, протяженная область плавления. Образование протяженной области плавления под районом тройного сочленения, косвенно подтверждаются данными распределения скоростей поперечных сейсмических волн в мантии под ТСБ, которые выявляют на глубинах 50-100 км более разогретую область, не прослеживающуюся в более глубинные части мантии [Дзивонски, Вудхауз, 1989]. В этом случае появление щелочных, более глубинных магм острова Буве связано с начальным процессом разогрева мантии и возможностью быстрого подъема расплавов вблизи уже существующей оси спрединга. Впоследствии происходило увеличение области плавления, с вовлечением в него нижних частей уже образованной океанической литосферы до тех пор, когда не появилась возможность прорыва на поверхность расплавов в условиях продвигающейся рифтовой зоны АфАХ (хребет Шписс). При таком подходе (возможности взаимодействия глубинных потоков) может стать понятным, почему для различных спрединговых зон ТСБ мы обнаруживаем в общем случае близкий примесный обогащенный компонент для всех рифтовых зон СОХ, района ТСБ, так как это видно из изотопных данных.

Выводы

Проведенное петроло-геохимическое исследование магматизма, в ходе которого сформировался подводный хребет Шписс, показало, что:

1. Образование магм протекало в процессе дифференциации первичных расплавов на глубине 6-8 км в течение длительного периода времени в промежуточном очаге, средняя температура которого соответствовала 1170-1150^o С. Размер камеры можно сопоставить с размером вулканической постройки, а кальдера может отражать обрушение кровли очага над его центральной частью.

2. Базальты субмеридиональной возвышенности, расположенной западнее хребта Шписс, хотя и близки по основным компонентам, но имеют специфические отличия прежде всего геохимические, свидетельствующие о том, что они образовались хотя и при близких условиях плавления, но несколько отличающейся по некоторым геохимическим характеристикам мантии.

3. Первичные расплавы хребта Шписс по основным компонентам близки глубинному типу ТОР-1, но с примесью воды, содержание которой в них достигало 0.3%. Кристаллизация в промежуточной камере в присутствии воды повлияла на характер фракционирования и привела к относительно более низкому содержанию в дифференцированных расплавах железа.

4. По всем геохимическим характеристикам магмы хребта Шписс образовались из обогащенного мантийного источника типа ЕМ-2, типичного для многих островов, в том числе и для Буве. В тоже время характер обогащения несовместимыми элементами имеет свои специфические отличия (небольшие минимумы на спайдерграммах U, Th, Sr и максимумы Zr, Hf по отношению к примитивной мантии), которые отражают специфику примесного обогащенного компонента для всего ТСБ и Африкано-Антарктического хребта.

5. По изотопным характеристикам магмы хребта Шписс сходны с обогащенным примесным компонентом источником, типичным для базальтов западной части Антарктиды.

Благодарности

Литература

Альмеев Р. Р., Арискин А. А., ЭВМ-моделирование расплавно-минеральных равновесий в водосодержащей базальтовой системе, Геохимия, (7), 624-636, 1996.

Балашов Ю. А., Карпенко С. Ф., Сущевская Н. М., Латеральная и вертикальная неоднородность верхней мантии океанических областей по изотопным и геохимическим данным, Твердая кора океанов (проект "Литос"), c. 148-159, Наука, Москва, 1987.

Болиховская С. В., Васильева М. О., Коптев-Дворников Е. В., Ярошевский А. А., Моделирование кристаллизации низкокальциевых пироксенов в базитовых системах (новые версии геотермометров), Геохимия, (12), 30-48, 1995.

Бонатти Э., Булычев А. А., Гилод Д. А. и др., Детальные геомагнитные исследования точки тройственного сочленения литосферных плит в регионе острова Буве, Океанология, 37, (6), 897-909, 1997.

Дзивонски А. М., Вудхауз Дж. Г., Глобальные неоднородности внутреннего строения земли, Международный геолого-геофизический атлас Атлантического океана, Г. Б. Удинцев (ред.), МОК (ЮНЕСКО), Мингео ССР, АН СССР, ГУГК СССР, c. 149, Москва, 1989.

Дмитриев Л. В., Соболев А. В., Сущевская Н. М., Эволюция толеитового магматизма рифтовых зон Мирового океана, 27-й МГК, Геология Мирового океана, 6, Ч. 1, c. 147-154, Наука, Москва, 1984.

Пейве А. А., Перфильев А. С., Пущаровский Ю. М., Симонов В. А., Турко Н. Н., Разницин Ю. Н., Строение района южного окончания Срединно-Атлантического хребта (тройное сочленение Буве), Геотектоника, (1), 40-57, 1995.

Пущаровский Ю. М., Тектоника и геодинамика спрединговых хребтов южной Атлантики, Геотектоника, (4), 41-52, 1998.

Симонов В. А., Колобов В. Ю., Ковязин С. В., Петрохимические особенности базальтовых магм в районе тройного сочленения Буве (Южная Атлантика), Геология и геофизика, 37, (2), 86-96, 1996.

Сущевская Н. М., Дмитриев Л. В., Соболев А. В., Петрохимический критерий классификации закалочных стекол океанических толеитов, ДАН СССР, 268, (6), 953-961, 1983.

Сущевская Н. М., Цехоня Т. И., Особенности формирования базальтового магматизма в Приэкваториальной зоне Срединно-Атлантического хребта, Геохимия, (5), 102-118, 1994.

Сущевская Н. М., Цехоня Т. И., Пейве А. А., Специфика магматизма Срединно-Атлантического, Западно-Индийского и Американо-Антарктического хребтов в районе их сочленения, Геохимия, (3), 250-263, 1998.

Сущевская Н. М., Цехоня Т. И., Дубинин Е. П., Мирлин Е. Г., Кононкова Н. Н., Формирование океанской коры в системе срединно-океанических хребтов Индийского океана, Геохимия, (10), 1-13, 1996.

Сущевская, Н. М., Беляцкий Б. В., Цехоня Т. И., Мирлин Е. Г., Никулин В. В., Ромашова Т. В., Седых Э. М., Петрология и геохимия базальтов восточной части Индийского океана в связи с проблемой начальных стадий его эволюции, Петрология, 6, (5), 528-555, 1998.

Френкель М. Я., Ярошевский А. А., Арискин А. А., Динамика внутрикамерной дифференциации базитовых магм, c. 214, Наука, Москва, 1988.

Цехоня Т. И., Сущевская Н. М., Условия фракционирования толеитовых расплавов в различных тектонических сегментах южной провинции Срединно-Атлантического хребта, Геохимия, (1), 14-28, 1995.

Anderson, D. L., The sublithospheric mantle as the source of continental flood basalts: the case against the continental lithosphere and plume head reservoirs, Earth Planet. Sci. Lett., 123, 269-280, 1994.

Baksi, A. K., Petrogenesis and timing of volcanism in the Pajmahal flood basalts province north-eastern India, Chemical Geol., 121, 73-89, 1995.

Bender, J. F., Hodges, F. N., and Bence, A. E., Petrogenesis of basalts from the Project Famous Area: experimental study from 0 to 15 kbars, Earth and Planet. Sci. Lett., 41, (3), 277-302, 1978.

Bindeman, I. N., Andrew, M. D., and Drake, M. J., Ion microprobe study of plagioclase-basalt partition experiments at natural concentration level of trace elements, Geоchimic et Cosmochim. Acta, 62, (7), 1998.

Dickey, J. S., Frey, E. A., Hart, S. R., Watson, E. B., and Thompson, G., Geochemistry and petrology of dredged basalts from the Bouvet triple junction, South Atlantic. Geochim. Cosmochim. Acta, 41, 1105-1118, 1977.

Dick, H. J., Fisher, R. L., and Bryan, W. B., Mineralogic variability of the uppermost mantle along mid-ocean ridges, Earth Plan. Sci. Lett., 69, (1), 88-106, 1984.

Dmitriev, L. V., Sobolev, A. V., Sushchevskaya, N. M., and Zapunny, S. A., Abissal glasses, petrological mapping of the oceanic floor and "Geochemical Leg", in: Init. Repts. DSDP, pp. 509-518, 82: Washington (U.S. Govt. Printing Office), 1985.

Dupre, B., and Allegre, C.-J., Pb-Sr isotope variation in Indian Ocean basalts and mixing phenomena, Nature, 303, 142-146, 1983.

Green, T. H., Experimental definition of mantle melting and implications for mantle dynamics, Chemical Geology, (117), 1-36, 1994.

Gurenco, A. A., and Chaussidon, M., Enriched and depleted primitive melts included in olivine from Icelandic tholeiites: Origin by continuous of a single mantle column, Geochim. Cosmochim. Acta, 59, 2905-2917, 1995.

Hart, S. R., Blusztajn, J., Lemasurier, W. E., and Rex, D. C., Hobbs Coast Cenozoic volcanism: Inplications for the West Antarctic rift system, Chemical Geology, (139), 223-248, 1997.

Hamelin, B., Dupre, B., and Allegre, C. J., Pb-Sr-Nd isotopic data of Indian ocean ridges: new evidence of large-scale mapping of mantle heterogeneities, Earth Planet. Sci. Lett., 76, 288-298, 1985/1986.

Hirschmann, M. M., and Stolper, E. M., A possible role for garnet pyroxenite in the origin of the "garnet signature" in MORB, Contrib. Mineral Petrol., 124, 185-208, 1996.

Hofmann, A. W., Mantle geochemistry: the message from oceanic volcanism, Nature, 385, 219-289, 1997.

Kinzler, R. L., and Grove, T. L., Primary magmas of mid-ocean ridge basalts, 2. Applications, J. Geophys. Res., 97, (B5), 6907-6926, 1992.

Klein, E. M., and Langmuir, C. H., Global correlations of ocean ridge basalt chemistry with axial depth and crustal thickness, J. Geophys. Res., 92, (B4), 8089-8115, 1987.

Kurtz, M. D., Le Roex, A. P., and Dick, H. B., Isotope geochemistry of the oceanic mantle near the Bouvet triple junction, Geoch. Cosmoch. Acta, 62, (5), 841-852, 1998.

Le Roex, A. P., Dick, H. J. B., Reid, A. M., and Erlank, A. J., Ferrobasalts from the Spiess Ridge segment of the Southwest Indian Ridge, Earth Planet. Sci. Lett., 60, 437-451, 1982.

Le Roex, A. P., Dick, H. J. B., Reid, A. M., Frey, F. A., and Erlank, A. J., Petrology and geochemistry of basalts from the American-Antarctic Ridge, Southern Ocean: implications for the westward influence of the Bouvet mantle plume, Contribs Mineral and Petrol., 90, 367-380, 1985.

Le Roex, A. P., Dick, H. J. B., Reid, A. M., Frey, F. A., and Hart,  S. R., Geochemistry, mineralogy and petrogenesis of lavas erupted along the Southwest Indian Ridge bitween the Bouvet Triple Junction and 11 degrees East, Journal of Petrology, 24, Part 3, 267-318, 1983.

Le Roex, A. P., Dick, H. J. B., and Watkins, R. T., Petrogenesis of anomalous K-enriched MORB from the Southwest Indian Ridge: 11^o53' E to 14^o38' E, Contribs Mineral. and Petrol., 110, 253-268, 1992.

Ligi, M., Bonatti, E., Bortoluzzi, G., Carrara, G., Fabretti, P., Zitellini, N., Gilod, D., Peyve, A., Skolotnev, S., and Turko, N., Bouvet triple Junction in the South Atlantic: geology and evolution, J. Geoph. Res., 1999 (в печати).

Ligi, M., Bonatti, E., Bortoluzzi, G., Carrara, G., Fabretti, P., Penitenti, D., Gilod, D., Peyve, A., Skolotnev, S., and Turko, N., Death and transfiguration of a triple junction in the South Atlantic, Science, 276, 243-245, 1997.

Loubet, M., Sassi, R., and Di Donato, G., Mantle heterogeneities: a combined isotope and trace element approach and evidence for recycled continental crust materials in some OIB sources, Earth Planet. Sci. Lett., 89, 299-315, 1988.

Mahoney, J. J., Jones, W. B., Frey, F. A., Salters, V. J. M. et al., Geochemical characteristics of lavas from Broken Ridge, the Naturaliste Plateau and southernmost Kerguelen Plateau: Cretaceous plateau volcanism in the sotherneast indian Ocean, Chem. Geol., 120, 315-345, 1983.

Melson, W. G., Byerly, G. R., Helen, J. A., O'Hearn, T., Write, T. L., and Vallier, T., A catalog of the major element chemistry of abyssal volcanic classes, Smith. Contribs Earth Sci., (19), 100 pp., 1977.

Mitchell, N. C., and Livermore, R. A., Spiess Ridge: An axial high on the slow spreading Southwest Indian Ridge, J. Geoph. Res., 103, (B7), 15,457-15,471, 1998.

Mukasa, S. B., and Wilshire, H. G., Isotopic and element compositions of upper mantle and lower crustal xenoliths, Cima volcanic field, California: Implications for evolutions on the subcontinental lithospheric mantle, J Geoph. Res., 102, (B9), 20,133-20,148, 1997.

Mutter, J. C., Hegarty, K. A., Cande, S. C., and Wessel, J. K., Breakup between Australia and Antarctica: a brief review in the light of new data, Tectonophysics, 114, 255-279, 1985.

Nimis, P., A clinopyroxene geobarometer for basaltic systems on crystalstructure modelling, Contrib. Mineral. Petrol., 121, 115-125, 1995.

Niu, Y., and Batiza, R., An empirical method for calculations produced beneath mid ocean ridges: applicatioon for axis and off-axis (seamounts) melting, J. Geophys. Res., 96, (B13), 21,753-21,777, 1991.

Shilling, J. G., Thompson, G., Kinzley, R., Humphris, S. E., Hotspot-migrating ridge interaction in South Atlantic: geochemical evidence, Nature, 313, 187-191, 1985.

Simonov, V. A., Peyve, A. A., Kolobov, V. Yu., Milosnov,  A. A., and Kovyazin, S. V., Magmatic and hylrothermal processes in the Bouvet triple junction region (South Atlantic), Terra Nova, 8, 45-424, 1996.

Sobolev, A. V., and Dmitriev, L. V., Primary melts of tholeiites of oceanic rifts (TOR): Evidence from studies of primitive glasses and melt inclusions in minerals, Abstracts, 3, 147-148, IGC, Washington D.C., 1989.

Sobolev, A. V., and Shimizu, N., Ultra-depleted primary melt included in an olivine fron Mid-Atlantic Ridge, Nature, 363, 151-154, 1993.

Sun, S. S., Chemical composition and origin of the Earth's primitive mantle, Geochim. Cosmochim. Acta, 46, 179-192, 1982.

Turner, S., Hawkesworth, C., Rogers, N., and King, P., U-Th isotope disequilibria and ocean island basalt generation in the Azores, Chemical Geology, 139, 145-164, 1997.