Читаем без скачивания Строение и история развития литосферы - Коллектив авторов

Примененный метод основан на определении роли в мантии безоливинового пироксенита (далее реакционный пироксенит), образованного в результате реакции андезитовых выплавок эклогитизированного вещества океанической коры и мантийного перидотита (Sobolev et al., 2005, 2007; Yaxley, Green, 1998; Yaxley, Sobolev, 2007). Экспериментальные данные плавления пироксенита при давлениях 2–4 ГПа (Pertermann, Hirschmann, 2003; Sobolev et al., 2007) показывают, что реакционный пироксенит по сравнению с перидотитом характеризуется повышенной легкоплавкостью и значительным обогащением выплавок Ni относительно Mg, а также их обеднением Mn относительно Fe (рис. 1). Из этого следует, что составы вкрапленников оливина, кристаллизующиеся из продуктов плавления пироксенитов при малых давлениях будут отличаться от равных по магнезиальности вкрапленников оливина продуктов плавления перидотитов повышенным содержанием Ni и пониженной концентрацией Mn. Этот результат находится в полном соответствии с теоретическими предположениями (Humayun et al., 2004; Sobolev et al., 2005, 2007), основанными на анализе различий коэффициентов распределения между расплавом и безоливиновым (реакционный пироксенит) и богатым оливином (перидотит) кристаллическим остатком. Полученные экспериментальные данные и их моделирование на основе известных алгоритмов равновесия оливин-расплав (Beattie, 1993; Herzberg, O’Hara, 2002; Kinzler et al., 1990) позволили количественно определить зависимость доли расплава реакционного пироксенита в смеси с продуктами плавления перидотита от Mn/Fe и Ni/(Mg/Fe) равновесного оливина (Sobolev et al., 2008). Эти зависимости далее применены к новым данным о составе оливина исследованных базальтов.

Рис. 1. Степень плавления и состав экспериментальных расплавов пироксенита и перидотита в зависимости от температуры (Sobolev et al., 2007). Кристаллические фазы сосуществующие с расплавом: Ol – оливин; Opx – ортопироксен; Cpx – клинопироксен; Ga – гранат. Голубыми и красными эллипсами оконтурены составы, которые усреднялись для определения граничных компонентов частичного расплава перидотита и пироксенита соответственно.

3. Состав продуктов магматизма хребта Книповича и о. Шпицберген

Исследованы сопряженные объекты: базальты хребта Книповича и о. Шпицберген (рис. 2, 3). Перемещение оси спрединга хребта Книповича и последующий раздвиг совпадает по времени с проявлением магматической активности в пределах архипелага Свальбард (около 20 млн. лет назад (Prestvik., 1977)). Этот магматизм проявился в виде покровных базальтов (рис. 2). Процесс магматической активизации продолжался вплоть до 10 млн. лет назад. В четвертичное время, около 1 млн. лет назад, этот процесс привел к формированию трех щелочных вулканов, расположенных на северном окончании Брейбогенского разлома (Prestvik., 1977). Само формирование Норвежско-Гренландского бассейна происходило циклично со сменой этапов тектонической и магматической активности на продолжительные периоды покоя, что отражается и в аномальном геологическом строении (Czuba et al., 2004). Можно предположить, что спрединговая активность в Норвежско-Гренландском бассейне могла стимулировать магматическую активность и в пределах континентальной окраины архипелага Свальбард (Crane et al.,1991).

Рис. 2. Схема обнажений покровов и места опробования неогеновых платобазальтов на острове Шпицберген по (Сущевская и др., 2009). На врезке справа показано современное положение Шпицбергена относительно спрединговых зон.

Рис. 3. Карта распространения пород, драгированных в ходе 24 рейса НИС «Академик Николай Страхов». Составлена А.А. Пейве на рельефе, полученном Добролюбовой К.О., Абрамовой А.С., Зарайской Ю.А., Барамыковым Ю.Е. и Пономаревым А.С. в результате обработки данных многолучевого эхолота Seabat 8150. Черным пунктиром оконтурены детально исследованные базальты.

В 2006 г. в ходе 24-го рейса НИС «Академик Страхов» было проведено опробование бортов рифтовой долины и небольших вулканических построек в районе 77°54’–77°24’ с.ш. Также впервые успешно драгированы фланговые структуры северной части хребта Книповича (рис. 3). Свежие базальты представлены афировыми разностями с редкими фенокристами оливина, содержание которых колеблется от 0,1 до 3–5 %. Присутствие лишь оливина в стеклах свидетельствует о примитивности расплава. Ранее поднятые базальты в рифтовой долине хребта Книповича также содержали оливин в свежих стеклах и относились к типу родоначальных расплавов, генерирующихся на небольших глубинах, с более низкой степенью плавления по сравнению с большинством океанических хребтов (тип Na – ТОР). Подобные толеиты типичны для хребтов cо сверхмедленным спердингом (Michael, P.J. et al., 2003; Dick et al., 2003) и отличаются пониженным содержаниям Fe и повышенным Na и Si в родоначальных расплавах (Сущевская и др., 2005).

Исследованы толеитовые базальты неогеновых покровов о. Шпицберген из коллекции Кораго А.Е., собранной в ходе полярной экспедиции 2003 г. (Сущевская и др., 2009) и щелочные четвертичные базальты о. Шпицберген (Сущевская и др, 2008). По сравнению с толеитовыми стеклами хр. Книповича, неогеновые базальты о. Шпицберген существенно обогащены Mg, Fe, Ti, K, Na и обеднены Ca, Al (рис. 4).

Рис. 4. Содержание главных компонентов в базальтовых стеклах хребта Книповича (1) и неогеновых базальтах о-ва Шпицберген (2) по (Сущевская и др., 2009). Стрелкой соединены составы породы и стекла образца базальта 18-2. Цифрами на рис Zr-MgO показаны номера образцов.

Рис. 5. Содержания несовместимых литофильных примесных элементов базальтовых стекол хр. Книповича и базальтов о. Шпицберген нормированные к составу примитивной мантии (Сущевская и др., 2009)

По содержанию несовместимых примесных литофильных элементов неогеновые базальты о. Шпицберген существенно отличаются от базальтов хребта Книповича значительным обеднением тяжелыми редкими землями и существенным обогащением Zr, Hf, Pb и, особенно, U (рис. 5). Четвертичные щелочные базальты о. Шпицберген, кроме того, отличаются повышенным содержанием всех наиболее несовместимых примесных элементов (рис. 5).

Определение состава вкрапленников оливина из базальтов хребта Книповича и Шпицбергена производилось методом электронно-зондового рентгеноспектрального микроанализа на микроанализаторе JXA-8200 (Jeol) в Институте Химии им. Макса Планка. Исследования проводились по специально разработанной методике высокоточного анализа с погрешностями определения примесных элементов (Ni, Ca, Co, Cr, Mn, Al), не превышавшими 20 г/т (Sobolev et al, 2007).

В общей сложности проанализировано более 240 зерен оливина из 10 представительных образцов базальтов хребтов Книповича, 630 зерен оливина из 5 образцов четвертичных базальтов о. Шпицберген и 160 зерен оливина из 4 образцов четвертичных базальтов о. Шпицберген. Поскольку четвертичные базальты о. Шпицберген содержат оливин из дезинтегрированных мантийных ксенолитов (Сущевская и др, 2008), вкрапленники оливина этих пород выявлялись по содержанию CaO более 0,10 вес%. Средние анализы оливина представлены в табл. 1.

На рис. 6 представлены полученные данные в сравнении с составами оливинов типичных базальтов срединно-океанических хребтов (БСОХ) и внутриплитовых базальтов, образованных под литосферой повышенной мощности (более 70 км). На том же рисунке показаны составы оливина, равновесного с продуктами частичного плавления перидотита и составы вкрапленников оливина Гудчихинской свиты (Норильский район) сибирских траппов. Как показано в работах (Sobolev et al, 2007; Соболев и др., 2009) две последние группы представляют составы чистых предельных компонентов-продуктов плавления перидотита и реакционного пироксенита соответственно. Оливины осевых базальтов хр. Книповича образуют компактную группу с небольшим обогащением Ni и обеднением Mn по сравнению с типичными БСОХ и продуктами плавления мантийных перидотитов. По составу оливин базальтов из флангов хр. Книповича (образец S2438-1) уже значительно обогащен Ni и обеднен Mn при том же содержании форстеритового компонента. В этом отношении он перекрывается с составами оливина четвертичных базальтов о. Шпицберген и уже находится в поле составов оливина внутриплитовых базальтов, имеющих значительный компонент неперидотитовых (пироксенитовых) расплавов (Sobolev et al., 2007). Оливин неогеновых базальтов о. Шпицберген еще более обогащен Ni и обеднен Mn (при том же значении Fо) и уже близок по составу к оливину сибирских траппов и продуктов плавления чистого пироксенита.

Рис. 6. Состав вкрапленников оливина изученных базальтов. 1 – оливин осевых базальтов хребта Книповича; 2– оливин флангового базальта S2438 хребта Книповича; 3– оливин четвертичных базальтов о. Шпицберген; 4–8 – оливин неогеновых базальтов о. Шпицберген из образцов 1-10 (4), 18-7 (5), 28-3 (6), 53-2 (7), 57–11 (8);Gd– оливин траппов Гудчихинской свиты, норильского района (Соболев и др., 2009). Сплошной линией оконтурено поле составов оливинов, равновесных с перидотитовым веществом. Точечной линией показано поле составов большинства вкрапленников оливина из базальтов срединно-океанических хребтов. Пунктирной линией отмечено поле вкрапленников оливина внутриплитных магм, образованных под мощной литосферой (более 70 км). Все поля составов показаны по данным (Sobolev et al., 2007).