Чтение онлайн

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).

Рис. 7. Содержания пироксенитового компонента (Xpx) в исследованных расплавах в долях от единицы, рассчитанные независимо по избытку Ni и недостатку Mn в составах оливина (Sobolev et al., 2007, 2008). Полями оконтурены составы чистых компонентов. Остальные обозначения см. рис. 6.

Таблица 1. Средние составы оливина исследованных образцов

Примечание. KR-ax – осевая долина хребта Книповича; KR-fl – фланг хребта Книповича; Sp-Q – четвертичные лавы о. Шпицберген; Sp-Ne – неогеновые лавы о. Шпицберген; Fo – форстеритовый компонент оливина в мол %; RSD% – стандартная относительная погрешность среднего значения в процентах; n – количество усредненных анализов.

Оливин с высоким содержанием никеля и низким отношением марганца к железу не мог образоваться из продуктов плавления типичных мантийных перидотитов из-за значительного перераспределения Ni (относительно Mg) и Fe (относительно Mn) в богатый оливином рестит (Sobolev et al, 2005, 2007). Как показано в этих работах обогащенные Ni (относительно Mg) и Fe (относительно Mn) оливины свидетельствуют о безоливиновом гибридном источнике, образованном в результате реакции мантийного перидотита и рециклированного корового вещества. Следовательно, полученные данные указывают на значительную неоднородность мантии под медленно раздвигающимися арктическими хребтами, образованную прореагировавшими фрагментами корового вещества.

Количественная оценка содержания этого корового компонента была сделана на основе параметризации отношения Mn/Fe в оливине от соотношения пироксенитового и перидотитового компонентов в расплаве (Sobolev et al, 2007). Независимо, подобная параметризация получена также для отношений Ni/(Mg/Fe) (Sobolev et al., 2008). Применение этих уравнений к составам изученных оливинов (рис. 7) однозначно показывает, что доля пироксенитового компонента последовательно возрастает от осевых базальтов хр. Книповича, через фланговые базальты хр. Книповича и одновозрастные четвертичные щелочные базальты о. Шпицберген до неогеновых платобазальтов о. Шпицберген. Составы последних уже близки к выплавкам из чистого пироксенитового компонента.

Результат о повышении роли пироксенитового источника с увеличением возраста магматизма в регионе, полученный на основании состава оливина, хорошо согласуется с данными о составе базальтов (рис. 4, 5). Повышенные содержания Fe, K и пониженные Ca и Al в неогеновых базальтах о. Шпицберген свидетельствуют о пироксен – гранатовом источнике, также как и низкие концентрации тяжелых редких земель. Повышенные содержания K, U, Pb в неогеновых базальтах о. Шпицберген (рис. 4, 5), кроме того, могут указывать на существенную роль вещества нижней континентальной коры в мантийном источнике этих магм (Amundsen et al., 1983).

Дополнительным подтверждением полученных результатов являются данные о изотопном составе Rb-Sr и Sm-Nd систем базальтов (рис 8). Очевидно, что все изученные базальты образуют единый тренд, который может быть описан смешением двух источников обеденной перидотитовой мантией (DMM) и рециклированной корой (РК) возможно с высоким содержанием компонента нижней континентальной коры. Замечательно, что и последовательность объектов по изотопным данным (рис. 8) и составам оливина (рис. 7) одинакова.

Рис. 8. Изотопный состав Nd и Sr базальтов хр. Книповича и о. Шпицберген (Сущевская и др. 2008, 2009). DMM – состав обедненной перидотитовой мантии; РК-состав предполагаемого пироксенитового компонента, образованного реакцией продуктов плавления рециклированной коры и мантийного перидотита.

Рис. 9. Зависимость изотопного состава Nd и Sr базальтов хр. Книповича и о. Шпицберген от пропорции пироксенитового компонента в родоначальных магмах. 1 – осевые базальты хр. Книповича; 2 – четвертичные базальты о. Шпицберген; 3 – неогеновые базальты о. Шпицберген. В правом верхнем углу указаны значения квадрата коэффициента линейной корреляции. Синей и красной звездами показаны оценки изотопного состава перидотитового и пироксенитового компонентов соответственно. Изотопные данные по (Сущевская и др. 2008, 2009). Пропорции пироксенитового компонента в родоначальных магмах рассчитаны по составу оливина независимо по отношениям Mn/Fe и Ni/(Mg/Fe) по методике (Sobolev et al., 2007, 2008).

Таблица 2. Сопоставление оценок доли пироксенитового расплава в родоначальном расплаве по составу среднего оливина (табл. 1) с изотопным составом Sr и Nd пород

Следует специально отметить сильную корреляцию между содержаниями пироксенитового компонента и изотопным составом пород, которая позволяет количественно оценить изотопные составы перидотитового и пироксенитового источников (табл. 2, рис. 9, 10). Судя по этим данным, состав перидотита близок к обедненной океанической мантии. Пироксенитовый компонент по составу приближается к рециклированной океанической коре с возрастом около 1–1.5 млрд. лет, установленной в мантийных источниках магм о. Исландия (Sobolev et al, 2008) и Канарских о-вов (Gurenko et al, 2009). Следует однако отметить, что повышенные содержания U и K в платобазальтах Шпицбергена (рис. 5) свидетельствуют также о возможном участии в составе пироксенитового компонента материала нижней континентальной коры. Это также согласуется с небольшим отклонением изотопного состава пироксенитового источника в сторону обогащенного компонента (рис. 10).