Содержание к диссертации
Введение
I глава: Геологическое описание стр. 9
II глава: Методы исследования стр.24
2.1. Аналитические методы стр..24
2.2. Моделирование стр.28
III глава: Минералогия стр.29
3.1 Общая характеристика образцов стр.29
3.2 Состав главных породообразующих минералов стр.35
3.3 Геохимические особенности клинопироксенов района ТСБ стр. 44
IV глава: Петрологические особенности и генетическая принадлежность расплавов сегмента Буве стр. 56
4.1. Петрохимические особенности стекол хребта Шписс и сегмента АфАХ вблизи острова Буве стр. 56
4.2. Оценка первичных расплавов и магматического источника стр. 65
4.3. Оценка первичных расплавов и определение условий кристаллизации под сегментом ТСБ стр.85
4.4.Проверка равновесности стекол и минералов с помощью модели КОМАГМАТ стр. 92
V глава: Геохимические особенности расплавов района ТСБ 97
5.1. Геохимическая характеристика расплавов стр.97
5.2. Вариации изотопных отношений Sr, Nd и Pb в рифтовых толситах района ТСБ стр.123
5.3. Характер и причины образования изотопной гетерогенности источника ТСБ стр.142
VI глава: Оценка вовлекаемого в процесс плавления обогащенного компонента по составам оливинов стр.153
VII глава: Обсуждение результатов стр. 173
Защищаемые положения стр.186
Список литературы стр.188
Список работ по теме диссертации стр.203
Список рисунков стр.206
Список таблиц стр.211
Приложение стр.212
- Общая характеристика образцов
- Оценка первичных расплавов и магматического источника
- Геохимическая характеристика расплавов
- Оценка вовлекаемого в процесс плавления обогащенного компонента по составам оливинов
Общая характеристика образцов
Станции драгирования, с которых был поднят представительный каменный материал, расположены в пределах Тройного Сочленения Буве, а именно: на рифтовой долине АфАХ (S18-29, S18-22), на склонах острова Буве (S18-27, S18-31, S18-35, S18-25, S18-37, S18-16, S18-17, S18-19, S18-32, S18-15, S18-S18-41), на юго-восточном склоне разлома Буве (S18-10), на северо-западном склоне разлома Буве (G96-17, G96-18), на борту долины САХ (S18-63), на восточном склоне хребта Шписс (G96-10). На хребте Шписс опробована крупная вулканическая постройка в привершинной кальдерной части (G96-11, G96-12) и нижней части ее склона (G96-13, G96-15). Также образцы драгировались с более мелкого вулкана, расположенного к западу от кальдеры вулкана Шписс (G96-14). Станция G96-10 расположена на юго-западном склоне возвышенности, отделенной от основной вулканической постройки впадиной. (Рисунок 1.1).
Макроскопическое описание образцов представлено в таблице 3.1. Составы минералов из лав базальтов хребта Шписс и сегмента Буве приведены в таблицах 3.2.1-3.2.6.
Материал, драгированный с изучаемых станций хребта Шписс, представляет собой фрагменты обломков и глыб базальтов - фрагментов подушечных базальтов, лавовых потоков, обычно со следами свежих сколов, часто с сохраненной на поверхности стекловатой закалочной коркой.
Со всех станций был поднят представительный каменный материал, представляющий собой афировые, редко порфировые и сильно порфиритовые базальты.
Количество макрофенокристов в порфиритовых породах меняется от 1% до -40%.
Гломерофировые кластеры кристаллов состоят из плагиоклаза или из плагиоклаза и оливина и/или клинопироксена. Особенностью драгированного материала являлось большое количество пористых базальтов, имевшихся во всех драгах в различных процентных соотношениях. Пористость базальтов варьирует. Количество пористых базальтов с содержанием пор более 10% составляет примерно 50 % от общей массы. Наименее пористые базальты (2-3%) драгированы в нижней части крупного вулкана (станция G96-13). Вулканиты с пористостью около 10-15% в виде фрагментов пиллоу встречены на станции G96-15. Более пористые образцы (20-50%) образуют пиллоу причудливой уплощенной формы с несколькими зонами закалки внутри пиллоу, с многочисленными крупными пустотами. Наиболее пористые образцы встречены в виде угловатых обломков небольших размеров (до 8-Ю см), они имеют до 60% пор и внешне похожи на вулканические шлаки (станция G96-12). Можно проследить некоторую закономерность между пористостью образцов и их принадлежностью к разным станциям. Вероятно, это связано с их гипсометрическим положением. Выше по склону образцы базальтов более пористые, чем внизу.
Минералогически базальты относятся к афировым и слабо порфировым разновидностям. По степени раскристаллизации базальты можно подразделить на три группы:
1) слабо раскристаллизованные (степень раскристаллизации достигает 1-10%), подобные базальты наиболее типичны для станций G96-12, G96-13, G96-15, S18-16, S18-17, S18-37, S18-35;
2) средне раскристаллизованные - (10-60% вкрапленников), встречаются на станциях G96-10, G96-12, G96-13, G96-14, S18-22, S18-25, S18-32, S18-15;
3) наиболее раскристаллизованные образцы, (со степенью раскристаллизации до 40-90%), встречаются на тех же станциях, что и средне раскристаллизованные базальты. Особенно можно отметить очень сильно расскристаллизованные образцы станций S18-29, S18-41, S18-27, G96-14/22, G96-15, G96-10. 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 выраженную ориентировку. По минеральному составу вкрапленники представлены плагиоклазом (50-70%), оливином и клинопироксеном, последний в некоторых образцах может отсутствовать.
Породы второй группы, представляющие собой средне- раскристаллизованные разновидности, являются фрагментами потоков или внутренних частей подушечных 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, иногда измененным стеклом. Наблюдаются скопления 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 меньше, чем в породах П-ой группы - 60-65%, оливин и клинопироксен представлены в равных количествах, но в некоторых образцах клинопироксена заметно больше. Оливин часто замещается по трещинам иддингеитом. Также для базальтов этой группы характерно наличие 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.
Степень изменения вулканитов хребта Шписс находится в определенной зависимости от их текстурно-структурных особенностей. Слабо и умеренно пористые разновидности имеют свежий облик, в них отмечается лишь небольшое количество глауконита, частично заполняющего везикулы. Сильно пористые образцы часто имеют красный и оранжевый цвет в силу обильного развития на них окислов и гидроокислов железа.
Анализ текстурно-структурных особенностей вулканитов хребта Шписс позволяет предположить, что в ходе становления этого хребта типичные подводные излияния подушечных лав при наращивании конуса вулканической постройки сменялись излияниями менее вязких лав, дающих при застывании пористые вулканиты, формировавшиеся в сильно окислительной обстановке [Пейве А.А., Сколотнев С.Г., 2000].
Особо надо отметить станцию G96-10, где были подняты слабо пористые (пористость 2-4%, редко до 10%) афировые (обр. G96-10/1) и оливин-плагиоклаз порфировые (образцы G96-10/16, 19) базальты. Некоторые базальты очень свежие (образец G96-10/1).
Также отдельного описания заслуживает станция G96-14. Эта станция расположена в непосредственной близости от основной кальдеры хребта Шписс, в 400 метрах от вершины. На этой станции было поднято несколько драг с базальтовым материалом. В основном поднятые образцы представляли собой афировые пористые базальты, с сохраненной закалочной коркой. Один образец (G96-14/22) представляет особенный интерес, потому что в дальнейшем оказалось, что он обладает нетипичными для рифтовых толеитов характеристиками обогащения редкими элементами. В последующих главах этот образец будет разбираться отдельно. Здесь же стоит сказать, что обсуждаемый образец представляет собой обломок долерита, рыжеватого цвета, без Fe-Mn корки, без закалочного стекла. Раскристаллизован фактически на 100%. Соотношение вкрапленников: 01 » Срх » Р1. Оливин ярко желтый, округлой формы. Клинопироксен бутылочно-зеленого цвета, часто в виде правильных параллелепипедов. Плагиоклаза фактически нет, отобрано всего несколько зерен.
На юго-западном фланге САХ располагается поднятие Шона, которое было опробовано на станциях G96-08 и G96-09 - на привершинной части конусовидной постройки. Полученный вулканический материал, представленный широким диапазоном составов базальтов, по внешнему виду во многом похож на вулканиты хребта Шписс, поскольку в коллекции образцов также резко преобладают пористые экземпляры.
Оценка первичных расплавов и магматического источника
Природа, состав и глубины образования первичных магм, родоначальных для толеитов океанических рифтов (TOP, MORB) в настоящее время являются предметом широкой дискуссии.
В литературе предлагается несколько различных моделей петрогенезиса ТОР. Мы рассмотрим два основных подхода.
Первый подход предполагает, что наиболее примитивные (9,5-10,5 вес.% MgO) стекла ТОР близки к первичным расплавам, образующимся при выплавках из верхней перидотитовой мантии на относительно небольших глубинах [Bender et al., 1978; Fuji! and Bougault, 1983; Fujii and Scarfe, 1985; Presnall et al., 1979; Presnall and Hoover, 1984; Green and Ringwood, 1967; Kushiro & Thompson, 1972; Fujii & Kushiro, 1977; Hart & Davis, 1979].
Альтернативная гипотеза заключается в том, что наиболее примитивные стекла ТОР не являются первичными, а представляют собой расплавы пикритового состава (16-18 вес.% MgO). Последние предлагаются как первичные выплавки из мантийного перидотита при давлениях от 15-20 кбар [Green et al., 1979; Elthon and Scarfe, 1984; Stolper, 1980; Green et al., 1979; Clarke, 1970; Clarke & O Hara, 1979] до более высоких - 30 кбар [О Нага, 1968].
Термин «первичный расплав» используется для обозначения частичной выплавки из мантии, не претерпевшей последующей кристаллизации и иных процессов дифференциации после равновесия с мантийным веществом. Тогда как термин «наиболее примитивные» используется для названия наименее раскристаллизованных базальтовых стекол с наивысшим значением оксида магния (MgO 9,5 вес.%) для данной магматической серии.
Приведенные выше две основные генетические схемы отводят разное место первичным магмам в процессе образования ТОР. Первая схема предполагает, что первичные расплавы представляют собой оливиновый толеит, аналогичный наиболее примитивным стеклам ТОР (и по существу представленный ими). Тогда как по второй схеме основную роль в образовании толеитов играют пикритовые расплавы. Существование первичных оливиновых и кварцевых толеитовых расплавов в качестве родоначальных практически не принимается во внимание.
Эти две модели были протестированы двумя методами. Были проведены эксперименты по плавлению и кристаллизации природных стекол TOP [Bender et al., 1978; Green et al., 1979; Fujii and Bougault, 1983; Fujii et al., 1978; Kushiro and Thompson, 1972], a также был проведен ряд экспериментов по непосредственному плавлению перидотитовых составов [Jaques and Green, 1980; Takahashi and Kushiro, 1983; Fujii and Scarfe, 1985; Presnall et al., 1979; Sen, 1982; Green et al., 1987]. Но даже, несмотря на столь многочисленные эксперименты, единой точки зрения на проблему в среде исследователей не существует.
Несмотря на достаточно простую идею, определяющую первый подход, экспериментальные данные интерпретируются разными исследователями по-разному, что служит причиной дискуссий [Fujii and Bougault, 1983; Basaltic Volcanism Study Project, 1981; Thompson, 1987]. Идея состоит в следующем: если примитивные стекла ТОР являются первичными магмами, тогда мы должны предположить существование при некоторых давлениях и температуре насыщения по оливину, клинопироксену и ортопироксену или по оливину и ортопироксену, очевидно, находящимися в равновесии с лерцолитом или гарцбургитом остаточной фазы. При этом стекло, находящееся в равновесии с оливином, ортопироксеном + клинопироксеном, должно быть очень близко по составу к оригинальному составу стекла. В то же время состав ликвидусных минералов должны совпадать с составом минералов остаточной мантии при плавлении [Elthon D., 1989].
Примитивные стекла ТОР часто определяются по показателю Mg# = Mg/(Mg+Fe2+), где Fe + определяют как Fe"+ /(Fe ++Fe"+), последнее отношение принято принимать равным 0.9 [Falloon and Green, 1987]. Это значение соответствует пониженной фугитивности кислорода, что наблюдается в регионах распространения TOP [Christie et al., 1986; Green et al., 1987]. Стекла TOP имеющие значения показателя Mg# 0.68 считаются примитивными, так как они совместимы с мантийным оливином Fo 0.87. Следовательно, их можно считать потенциальными первичными магмами, выплавленными из перидотита верхней мантии. Составы стекол считаются более предпочтительными для проведения исследований по сравнению с валовым составом породы, так как состав стекла отражает состав жидкой фазы и не зависит от процессов кристаллообразования и аккумуляции, а также менее подвержен изменениям [Melson et al., 1977].
Результаты исследований примитивных составов стекол ТОР из различных регионов показывают, что стекла толеитового состава не могут быть в равновесии с необходимым парагенезисом при 10 кбар. Этот процесс начинается значительно ниже их ликвидусной температуры [О Нага 1968; Falloon and Green, 1987]. В тоже время были проведены эксперименты, которые показали, что базальты ТОР могут быть в равновесии с ортопироксеном при 7,5-11 кбар [Fujii & Kushiro, 1977; Fujii & Bougalt, 1983]. В свете этих исследований, очевидно, что некоторые базальты ТОР могут быть в равновесии с ортопироксеном при давлении около 10 кбар, и, следовательно, они являются подходящими кандидатами на роль первичной магмы.
Второй экспериментальный подход, используемый исследователями в изучении генезиса ТОР, представляет собой прямое плавление перидотита верхней мантии. Выбор правильного источника представляет собой важную задачу, однако, проведенные исследования указывают на то, что состав жидкой фазы не является единственным, но зависит от валового состава стартового материала [Jaques and Green, 1980; Takahashi and Kushiro, 1983; Fujii and Scarfe, 1985]. Основной используемый состав - пиролит TOP (MPY), рассчитанный Green et al., [1979], основан на смешении 24 весовых процентов пикрита [mix Е, Green et al., 1979], который находился в равновесии с оливином + клинопироксеном при 20 кбар, 1430 С и гарцбургитом в остаточной фазе.
Выбор гарцбургита в качестве остаточной фазы для расчета состава пиролита для ТОР вызвал ряд комментариев со стороны других исследователей [Fujii and Scarfe, 1985]. Dick and Fisher [1984] рассчитали модельный источник на основе изучения драгированных из долины Индийско-Антарктического хребта ультрамафических пород (лерцолитов).
Серьезным моментом в выборе подходящего источника для эксперимента является многообразие природных перидотитовых составов верхней мантии.
Океаническая мантия представляет собой вещество ультраосновного состава - это лерцолиты, являющиеся исходным веществом для выплавления базальтов и гарцбургиты как остаточное вещество после их выплавления. Наиболее примитивные породы, поднятые со дна океана, представляют собой лерцолит.
Средний безплагиоклазовый перидотит содержит 75% оливина, 21% энстатита, 3,5%) диопсида, 0,5% шпинели. Средний состав перидотита меняется вдоль Атлантического, Индийского и Юго-Западного Индийского хребтов. Перидотиты, находящиеся вблизи «горячих точек», отвечающих региональным батиметрическим высотам, например, Азорские острова, сильно обеднены базальтовой компонентой, в то время как перидотиты, поднятые вдали от горячих точек, становятся по мере удаления обогащенными [Dick, 1989]. В таблице 4.2.1 приведены расчетные средние составы перидотитов из зон разломов Американо-Антарктического и Юго-Западного Индийского хребтов.
Расчетные средние составы шпинелевого и гранатового лерцолитов представлены в работе Maaloe & Aoki, 1977 года. В таблице 4.2.1 даны средние оценки по 301 анализу континентальных шпинелевых лерцолитов, и по 83 анализам океанических шпинелевых лерцолитов. Приведен средний состав по всем 384 анализам, представляющий собой аппроксимированный состав верхней мантии. Также авторами приводятся составы гранатового лерцолита (по 202 анализам), рассчитанного из средних модальных составов по минеральным данным, и полученного с помощью уравнений регрессии. В таблице 4.2.1 показан предлагаемый состав первичной мантии с 41% MgO. Содержания титана и натрия были установлены с помощью обратных расчетов для океанического шпинелевого лерцолита [Maaloe & Aoki, 1977].
Для неизмененного мантийного перидотита характерны высокие содержания MgO (35 - 45 вес.%). Содержания FeO в основном колеблются около 8 вес.%. Верхняя мантия состоит из оливина (Fosg.92), ортопироксена, клинопироксена, небольшого количества шпинели (или граната). Концентрации никеля и хрома в составе перидотитов являются показателями неизмененности и первичности породы.
Геохимическая характеристика расплавов
В отличие от главных элементов в базальтовых расплавах, отражающих генезис источника, содержания редких элементов варьируют на порядки и предоставляют детальные геохимические характеристики источника в силу того, что мантийные минеральные фазы захватывают и отторгают редкие элементы с гораздо большей избирательностью, нежели главные элементы.
Срединно-океанические рифтовые толеиты представляют собой идеальный объект для изучения современной мантии, так как эти расплавы до излияния испытывают только адиабатический подъем, таким образом имея довольно простую историю плавления [Stracke and Bourdon, 2009], что обусловлено малой мощностью океанической коры. Более 75% формирующихся за год вулканических пород Мира образуют вулканиты срединных хребтов [Crisp, 1984].
Геохимическая характеристика расплавов района ТСБ представлена определенными в стеклах (133 анализа) и породах (11 анализов) содержаниями некогерентных элементов (Таблица 5.1.1), а также изотопных отношений Sr-Nd-Pb (Таблица 5.2.1). В целом в стеклах района ТСБ редкие несовместимые элементы демонстрируют прямую корреляционную зависимость (в основном положительную) от степени фракционирования расплава. На рисунке 5.1.1 показано увеличение содержания литофильных элементов в зависимости от содержаний Zr, являющегося геохимическим аналогом титана.
Для сравнения на эти же графики нанесены поля составов базальтов прилегающих к району ТСБ областей: двух изотопно аномальных зон сегмента АфАХ (SWIR) (13-47 в.д.) [Janney et al., 2005]; сегмента САХ (MAR) 40-56 ю.ш. [Douglass et al., 1995, LeRoux et al., 2010, данные Petdb]; области траппового магматизма Этендеки (Африка), плюма Парана-Этендека (130 млн. лет), существенно повлиявшего на магматизм южной провинции САХ, и образовавшего геохимические аномалии в области 35-45 ю.ш. САХ [Ewart et al., 2004].
Отмеченные на рисунках поля составов трапповой провинции Этендека и толеитов АфАХ имеют более широкий диапазон составов по сравнению с расплавами ТСБ. Поле толеитов ЮСАХ не так велико и по всем представленным элементам совпадает с составами САХ-Буве, захватывая и некоторые образцы с горы Шона и хребта Шписс.
В целом надо отметить, что содержания редких элементов в стеклах хр. Шписс и сегмента АфАХ лежат на единых трендах эволюции, но расплавы хр. Шписс систематически более обогащены практически по всем элементам относительно расплавов сегмента АфАХ. Для стекол сегмента АфАХ-Буве характерны более фракционированные составы по сравнению с остальными районами ТСБ. Для Sr, содержание которого начинает падать в расплаве с момента начала кристаллизации плагиоклаза, видимой корреляции, свойственной остальным редким элементам, не отмечается (рисунок 5.1.1е). Содержание скандия падает с ростом концентраций циркония (рисунок 5.1.Із), так как на его поведении сказывается кристаллизация клинопироксена, коэффициент распределения скандия для которого больше единицы.
На графиках Y-Zr (рисунок 5.1.1а) и Yb-Zr (рисунок 5.1.1 ж) составы изучаемого района распадаются на два тренда, что может говорить о разной природе обогащения расплавов. Один тренд образуют стекла САХ (горы Шона и САХ-Буве), совпадая при этом с полем составов САХ 40-56 ю.ш., что типично для океанических толеитов (Yb/Zr = 0,03). В это же поле попадает несколько деплетированиых стекол из района Шписс и АфАХ. Второй тренд образуют обогащенные стекла хребта Шписс и АфАХ-Буве.Им свойственны пониженные концентрации наиболее совместимых элементов (Y, Er, Yb, Lu) в расплавах (Yb/Zr = 0,015). Те же особенности отмечены и на графике Y-Zr.
Поле составов САХ 40-56 ю.ш. по всем элементам соответствует наименее фракционированным составам ТСБ. Можно видеть, что составы пород Этсндеки имеют более широкие вариации почти по всем элементам, что обусловлено ассимиляцией расплавами вещества континентальной коры. Особенно это видно по таким элементам, как Ва, Rb, Sr, маркирующим континентальное заражение, и имеющим отчетливо повышенные значения для трапповых базальтов Этендеки (Рисунок 5.1.1 в,г,е).
Характеристические соотношения (La/Sm)n и (La/Yb)n (значения элементов нормированы к примитивной мантии по Sun & McDonough [1989]) нанесены на графики в зависимости от Zr (Рисунок 5.1.2).
Составы стекол ТСБ имеют обогащенный характер в сравнении с примитивным MORB (Hoffmann, 1997), в котором отношение (La/Sm)n 1 практически для всех составов, за редким исключением. Для стекол хребта Шписс и АфАХ-Буве отмечается большой диапазон этих отношений при одном значении Zr, что говорит о разных первичных расплавах, с разными первичными отношениями (La/Sm)n и (La/Yb)n, в источнике. Для составов стекол этих двух районов ТСБ отношение (La/Sm)n меняется в диапазоне 0,7 - 2, a (La/Yb)n от 1 до 8,5. Однако же подавляющее большинство составов стекол попадает в интервал 1,7-2,4 по (La/Sm)n и 3-6 по (La/Yb)n, что отличает расплавы АфАХ-Буве и хребта Шписс от расплавов САХ-Буве и горы Шона, где эти характеристические отношения остаются примерно постоянными и составляют 1,2 по (La/Sm)n и 1,8 по (La/Yb)n. Можно сделать вывод о том, что расплавы, изливавшиеся в пределах изучаемых районов ТСБ не одинаковы.
При сравнении особенностей расплавов сегмента Буве с другими районами САХ (в частности выделенными [LeRoex et al., 1989]) видно, что характеристические отношения (La/Sm)n и (La/Yb)n в расплавах изучаемого нами района систематически выше. Расплавы северного, центрального и южного районов южной части САХ, имеющие характеристики, отвечающие породам типа N-MORB, лежат в нижней части графика обособленным полем. В поля их составов попадают единичные составы стекол ТСБ (деплетированные составы).
С другой стороны, стекла расплавов, находящихся под влиянием горячих точек Дискавери и Шона по показателям (La/Yb)n и (La/Sm)n [LeRoux et al., 2010] близки к стеклам районов хребта Шписс и сегмента АфАХ-Буве. Стекла толеитов АфАХ [Ewart et al., 2004] и пород Этендеки имеют еще более высокие значения (La/Yb)n и (La/Sm)n [Janney et al., 2005], чем стекла ТСБ, хотя частично они и захватывают поле составов ТСБ в свой диапазон. Можно отметить определенную близость расплавов, изливающихся в исследуемом нами районе с расплавами САХ 40-56, находящихся под влиянием горячих точек Дискавери и Шона.
Общая геохимическая характеристика первичных расплавов ТСБ видна на серии диаграмм (Рисунки 5.1.3, 5.1.3Ь), где содержания редких элементов в стеклах сравниваемых районов нормированы к составу примитивной (первичной) мантии [Sun and McDonough, 1989]. Состав первичной мантии был рассчитан из среднего содержания элементов в архейской мантии. Нормализованные содержания редких элементов нанесены на график в порядке увеличения коэффициентов распределения (возрастания K.DS0" q), которые за исключением «аномальных» элементов Nb, Pb и Ті соответствует порядку уменьшения распространенности в континентальной коре [Hoffmann, 1997; White, 1999]. Валовые коэффициенты распределения большинства высоко несовместимых элементов увеличиваются в таком порядке: Ва Rb Th U К La Се.
При сравнении спектров редких несовместимых элементов в стеклах сегмента ТСБ с примитивными MORB (Рисунки 5.1.3, 5.1.3а) видно, что расплавы изучаемого района имеют определенно более обогащенный характер, выражающийся в повышенных значениях всех несовместимых элементов по сравнению с составом среднего MORB. Можно сказать, что в общем случае отмечается обогащенный характер распределения несовместимых литофильных элементов, который выдерживается в процессе дифференциации и накопления этих элементов в расплавах. Для спектров сегмента ТСБ наблюдаются слабые U, Th минимумы, наиболее заметные в примитивных составах. Все составы характеризуются относительным Nb, Та максимумом, типичным для источника обогащенных толеитов (E-MORB) [Le Roex et al., 1992]. Для всех спектров характерна отрицательная свинцовая аномалия. В сильно дифференцированных разновидностях стекол хребта Шписс отмечается заметный минимум на стронции. Последнее, возможно, вызвано вхождением Sr в структуру кристаллизующегося плагиоклаза (KD Srsol/l 4 1).
В целом, дифференцированные расплавы сохраняют характерные тенденции первичного расплава, отражая специфику мантийного источника (за исключением Sr).
В MORB наиболее сильно несовместимые элементы (Rb, Ва, ТЪ) сравнительно деплетированы по сравнению со средне несовместимыми элементами (Sm, Hf), так как океаническая кора образуется при плавлении мантийного резервуара, который ранее уже был обеднен редкими элементами (в особенности легкими и средними редкими землями) в процессе выделения континентальной коры, явившейся концентратором элементов, имеющих коэффициент распределения расплав/твердое больше 1 (KDS0 "ll4 1) [Hoffmann, 1997]. Поэтому для обычных MORB характерно возрастание концентраций тяжелых элементов в ряду после Се [Hoffmann, 1997]. При сравнении изотопных характеристик MORB из разных океанов было установлено, что верхняя мантия не является однородной (гомогенизированной по составу изотопных и редких элементов) последние 109 лет [Hofmann, 2003]. Несмотря на то, что обычно обеднение несовместимыми элементами большей части MORB относят на счет экстракции из мантии континентальной коры, необходимо иметь в виду, что валовый состав континентальной коры и валовый состав источников MORB не комплементарны друг другу. ГЗероятно, остаточная мантия претерпела дополнительные композиционные преобразования в результате образования OIB и их субдукционных аналогов. Более того, в верхней мантии могут иметь место локальные процессы дифференциации [Donnelly et al., 2004], вполне возможно, отвечающие за наблюдаемое разнообразие MORB и их источников.
Оценка вовлекаемого в процесс плавления обогащенного компонента по составам оливинов
Нами было изучено более 500 зерен оливинов из толеитовых базальтов района. Все анализы проводились в Институте Макса Планка (Max-Planck Institute) на приборе Jeol Jxa 8200 по методике сверхточного определения элементов — примесей [Sobolev et al., 2007]. Составы оливинов представлены в таблице 3.2.4.
Вкрапленники оливина в образцах редко составляли более 20% от общей массы. В основном оливин представлен в виде окатанных зерен, имеющих цвет от желтого до медово коричневого (например, станция S18-63). Под микроскопом видны как полностью идиоморфные кристаллы, так и частично растворенные зерна, часто в сростках с клинопироксеном и плагиоклазом. Отмечено ожелезнение по трещинам. Вторичные изменения зерен встречаются не часто и обычно связаны с развитием иддингсита. Во вкрапленниках оливина под микроскопом видны включения расплава и шпинели (см. глава III и приложение I). Фенокристы оливинов из исследуемых нами базальтов представляют широкий диапазон по форстеритовой составляющей (от 72 до 92) (Рисунок 6.1), отражая тем самым проходившую в системе фракционную кристаллизацию. В базальтах сегмента Буве преобладающие составы оливина приурочены к содержанию Fos9 90 и FO80-82- Для хребта Шписс таких отдельных четких пиков по форстеритовой составляющей мы выделить не можем, однако подавляющее количество вкрапленников оливина приурочено к Fogfi-ss- Для сегмента Буве в районе АфАХ встречены и более железистые разновидности, приуроченные к F072, для хребта Шписс также отмечен железистый состав оливина (F073). По-видимому, эти группы преобладающих составов отражают несколько этапов кристаллизации. Оливины с наибольшими значениями параметра Mg# зафиксированы в основном в базальтах сегмента АфАХ-Буве, в базальтах хребта Шписс они встречаются реже (F092).
Содержания главных и второстепенных элементов в оливиновых вкрапленниках представлены на серии гистограмм (Рисунок 6.2). Содержания главных и второстепенных элементов в оливинах ТСБ таковы: 72 - 92 вес. %, Со - 110 - 250 ppm, Ni от 300 до 3000 ppm, А1 от 6 до 600 ррт, Fe от 60000 до 185000 ррт, Мп от 1000 до 3100 ppm, Mg от 230000 до 310000 ррт, Са от 1300 до 2500 ррт, Сг от 5 до 800 ррт. Эти вариации значительно превышают аналитическую погрешность ± 2а SD (± 0.1 вес.% Fo, ± 70-80 ррт для Са и Ni, и ± 40 ррт для Мп и Сг). Можно сказать, что в целом диапазоны составов оливина в базальтах всего района Тройного сочленения близки. Большой разброс значений по каждому элементу указывает на то, что в системе проходила масштабная кристаллизационная дифференциация с кумуляцией вкрапленников.
Концентрации никеля и хрома систематически падают по мере снижения форстеритовой составляющей в оливине (Рисунок 6.3). При этом Сг и Ni имеют несомненную положительную корреляцию друг с другом. Марганец имеет отчетливую отрицательную корреляцию с содержанием Fo. Наблюдаемые вариации превышают аналитическую ошибку по Мп в два-три раза, по хрому в 5-6 раз. Несомненно, такие вариации второстепенных элементов вызваны фракционированием расплава. На основании полученных данных, по содержаниям Ni, Мп, Сг в оливиновых фенокристах, можно сделать вывод о наличии разных генераций оливиновых вкрапленников в изучаемых базальтах.
Для сравнения на графики были нанесены поля составов типичного MORB с участка С АХ 50-56S (petdb), разломной зоны Секейрос [Goss, 2010], и Мауна Лоа (Гавайи) MSDP-2 (petdb) (Рисунок 6.3). Составы оливинов района Буве перекрывают поле составов MORB и Секейрос, превосходя их в разы, демонстрируя очень большую дисперсию. Составы оливинов Мауна Лоа (Гавайи) занимают на графиках позицию, отвечающую щелочной природе расплава. Эти оливины тоже имеют широкие вариации составов, но тем не менее не такие обширные, как в случае оливинов ТСБ.
Говоря о большом разнообразии составов оливиновых вкрапленников в ТСБ, нельзя не отметить, что второстепенные элементы в них имеют также разброс «по вертикали»: для одного значения Fo наблюдается разброс значений по Са, Ni, Сг. Например, для одного образца оливина, имеющего Fog6, есть значения NiO = 0,1 вес.% и NiO = 0,3 вес.%. Более того, практически в каждом образце отмечаются вариации содержаний Са, Ni, Сг. Исходя из полученных данных по содержанию Ni, Мп, Сг в оливинах, можно говорить о значительном генетическом разнообразии фенокристов оливина в породах изучаемого района, что в свою очередь указывает на широкое разнообразие первичных расплавов, участвовавших в образовании пород (Рисунок 6.3).
Содержания Сг в расплаве (а соотвественно, и в кристаллизующемся из него оливине) определяются присутствием граната и/или шпинели в перидотитовом источнике [Sobolev et al., 2007]. Хром имеет существенно большие коэффициенты распределения /is гранат _ л/ шпинель ту расплавч (Ко Ко » Ко ) для граната и шпинели по сравнению с расплавом, тогда как Корасшшв KD0JII,Bim. что не вызывает фракционирования этого элемента, если единственной кристаллизующейся фазой в источнике является оливин. В оливинах ТСБ при одном значении Fo наблюдаются разные значения Сг, что может говорить о присутствии в источнике пород с гранатом и/или шпинелью в виде кристаллизующихся фаз. Кальций не имеет явной корреляции с содержанием Fo. Все вкрапленники оливина имеют концентрации Са от 1000 до 3000 ррт, что абсолютно типично для оливинов базальтов [Gurenko, 2006].
Воспользовавшись методикой, предложенной А.В.Соболевым для оценки и сравнения вкрапленников оливинов в базальтах [Sobolev et al., 2007, 2008], мы нормализовали составы оливинов на содержания FeO и MgO. Параметры Mn/Fe, Ni/(Mg/Fe) и Ca/Fe слабо зависят от фракционирования оливина, поэтому могут служить диагностическим инструментом в вопросе определения состава первичного расплава (Рисунок 6.4). Параметр Mn/Fe не зависит от фракционирования оливина.
