Вариации содержаний других элементов во многом зависят от характера дифференциации, при этом образуются дифференцированные вулканические серии, выделение которых было проведено в основном при анализе вариационных диаграмм элемент - коэффициент фракционирования (FeO/MgO). Вулканические серии образуют на диаграммах либо субпараллельные тренды, что говорит о близких условиях фракционирования, либо пересекаются друг с другом. Наличие самостоятельных трендов, характеризующих поведение того или иного элемента, также может свидетельствовать либо об особенностях состава мантийного источника, либо о различиях в условиях частичного плавления разных групп вулканитов. В частности, Клейн и Лангмюр [Klein and Langmuir, 1987] на основании изучения состава базальтовых стекол сделали вывод, что повышенные концентрации натрия в первичном расплаве указывают на более низкую степень частичного плавления мантийного источника, а повышенные концентрации железа - на большую глубину зоны генерации расплавов.

Следует отметить, что на различных диаграммах тренды разных вулканических серий или групп могут совпадать друг с другом, а на других отчетливо различаться, что затрудняет однозначную идентификацию серий. Кроме того, базальты, образовавшиеся из различных по составу мантийных источников, могут иметь для отдельных элементов одинаковые тренды фракционирования.

Наиболее многочисленной и наиболее распространенной в регионе ТСБ группой является группа базальтов N-MORB, главной отличительной чертой которых являются низкие концентрации литофильных элементов. Породы слабо или умеренно дифференцированы, поэтому они не дают протяженного тренда, а образуют на вариационных диаграммах компактные поля составов, располагающиеся в основании всех трендов дифференциации. Лишь на диаграмме FeO - FeO/MgO (рис. 4) базальты из этой группы формируют самостоятельный тренд с наиболее высокими концентрациями железа. Проведенные ранее исследования [Симонов и др., 2000; Simonov et al., 1996] показали, что данные базальты могут являться производными расплавов, генерированных при частичном плавлении мантийного субстрата под срединно-океаническими хребтами, начиная с глубин 60-70 км. В пределах изученного региона они наиболее широко распространены в рифтовой долине и на флангах САХ. В двух других спрединговых хребтах (АфАХ и АмАХ) они встречены реже (разлом Буве, угловое поднятие Конрад), хотя по данным Ле Ро [Le Roex et al., 1983, 1985] за пределами ТСБ они широко распространены и в пределах этих хребтов. Деплетированные базальты встречены также в зонах сочленения палеоструктур САХ и АфАХ (Восточная область дислокаций). Там они сильно изменены, при этом среди вторичных минералов преобладает хлорит, и, следовательно, к поверхности дна они были выведены с более глубоких горизонтов разреза океанической коры. В зоне сочленения палеоструктур САХ, АфАХ и АмАХ базальты рассматриваемой группы слагают ряд поднятий, но в данном случае они несут признаки лишь поверхностных изменений. Единичные образцы базальтов N-MORB драгированы с нижней части поднятия Шона. Таким образом, базальты N-MORB являются фоновыми для района ТСБ. Внутри самой этой группы наблюдаются вариации содержаний ряда элементов, особенно натрия и титана, однако каких-либо закономерностей в пространственном распределении таким образом различающихся базальтов не наблюдается. Базальты из Восточной области дислокаций выделяются более низкими концентрациями СаО, что связано с широким распространением в них хлорита. Напротив, для некоторых существенно плагиоклаз-порфировых разностей из района разлома Буве свойственны повышенные концентрации СаО и особенно Al2O3.

Близки по составу к базальтам предыдущей группы умеренно обогащенные толеиты типа T-MORB. Они отличаются от деплетированных разностей более высокими концентрациями литофильных элементов (K, P, Zr, Sr, Y, Nb и др.), степень обогащения которыми варьирует. Для них также характерны и более высокие отношения некогерентных элементов Nb/Zr, La/Sm и др. Базальты T-MORB были встречены практически везде, где были описаны деплетированные базальты, но только в меньшем количестве. Их единичные образцы встречены также на хребте Шписс.

Составы вулканитов, драгированных с хребта Шписс и с подводных склонов острова Буве, на вариационных диаграммах TiO2, K2O, P2O5 - FeO/MgO (рис. 2, 3, 4) в совокупности образуют единый самостоятельный, протяженный тренд, отражающий продолжительную дифференциацию, в ходе которой накапливались железо, натрий, калий и уменьшались содержания магния, кальция и алюминия. Судя по характеру тренда, концентрации железа, титана и фосфора на первых этапах фракционирования быстро возрастали, а на конечных этапах, когда в промежуточной камере происходило осаждение Fe-Ti фаз (ильменита?) и апатита, их содержание в расплаве значительно сократилось. Несмотря на очень протяженный тренд дифференциации, содержание кремнекислоты до момента осаждения апатита и Fe-Ti фаз увеличивается не намного. Описанный характер дифференциации свойственен для толеитовых расплавов, фракционирование в которых происходит по феннеровскому типу. Среди вулканитов острова Буве существенно больше сильно дифференцированных разностей, чем в пределах хребта Шписс, что указывает на более крупные размеры промежуточного очага, существующего под вулканом Буве. В пользу этого свидетельствуют и гораздо большие поперечные размеры вулканического сооружения острова Буве.

Хотя мы и объединили вулканиты острова Буве и хребта Шписс в единую серию, тем не менее между ними имеются различия. На вариационных диаграммах Na2O, Al2O3, FeO - FeO/MgO они образуют различные тренды параллельные друг другу, при этом концентрации Na2O и FeO выше, а Al2O3 ниже в вулканитах хребта Шписс при тех же самых уровнях дифференциации. Это различие свидетельствует о разнице в условиях генерации первичных расплавов для хребта Шписс и для острова Буве.

На вариационных диаграммах, отображающих поведение элементов-примесей, вулканиты острова Буве имеют более высокие отношения Nb/Zr и Zr/Y, чем таковые хребта Шписс. Эта разница может быть обусловлена как различием в составе мантийного источника, так и процессами фракционной кристаллизации, так как анализировались в основном сильно дифференцированные разности. Некоторые различия между вулканитами Буве и Шписс следуют также из данных по их изотопии [Сущевская и др., 1999; Kurz et al., 1998]. Вулканиты острова Буве характеризуются довольно высокими содержаниями радиогенных изотопов стронция ( 87Sr/86Sr 0,70371) и свинца ( 206 Pb/204Pb 19,588), что резко отличает их от деплетированных базальтов, в частности, южного окончания САХ (соответственно 0,70323-0,70338 и 18,037-18,932). Вулканиты хребта Шписс имеют в основном низкие значения 87Sr/86Sr (0,70329-0,70336) на уровне деплетированных MORB, хотя у отдельных образцов оно более высокое (0,70349), и промежуточные значения 206Pb/204Pb (19,010-19,244). В вулканитах острова Буве определены высокие значения радиоактивного гелия ( 3He/4He 12,4), которые уменьшаются по мере удаления от острова. Повышенные значения радиоактивного гелия в вулканитах острова Буве в совокупности с высокими содержаниями радиогенных изотопов стронция и свинца в них указывают на то, что их первичные расплавы связаны с плюмом глубинной обогащенной мантии. В то же время вулканиты хребта Шписс характеризуются очень низкими отношениями 3He/4He (2,15-7,44), в целом даже более низкими, чем в деплетированных базальтах САХ (7,11-7,66) [Kurz et al., 1998]. Таким образом, если следовать имеющимся представлениям о генетической роли изотопных и геохимических параметров, то невозможно предложить непротиворечивую модель образования вулканитов хребта Шписс. С одной стороны, содержания калия, фосфора, титана, ряда литофильных элементов-примесей в них близки к таковым в вулканитах острова Буве, плюмовая природа которых, как показано выше, подтверждается многими данными. С другой стороны, их изотопные характеристики отличаются. Изотопия стронция близка к деплетированным толеитам, изотопия свинца занимает промежуточное положение между деплетированными базальтами и вулканитами острова Буве, а для того чтобы объяснить очень низкие значения радиоактивного гелия необходимо предположение либо о разбавлении исходных расплавов компонентом, обогащенным радиогенным гелием, либо о ранней дегазации мантийного источника. В работе Н. М. Сущевской с соавторами [Сущевская и др., 1999] делается интересное предположение о том, что вулканиты хребта Шписс произошли в результате плавления метасоматизированной гетерогенной мантии, образовавшейся на более раннем этапе рифтогенеза. Возможность ее сохранения в современных осевых частях спрединговых хребтов следует из сложной геодинамики раскрытия этой части Южного океана. Привлечение метасоматизированной мантии в качестве магматического источника объясняет некоторую обогащенность вулканитов хребта Шписс радиогенными изотопами и низкие значения радиоактивного гелия. Хотя идея о возможности нахождения метасоматизированной мантии в данном регионе не вызывает возражений, все же имеется ряд, прежде всего, геологических фактов, не позволяющих полностью принять эту точку зрения. Хребет Шписс начал формироваться около 2-2,5 млн лет назад, а собственно сам вулкан Шписс около 1 млн лет назад, когда крайний отрезок АфАХ уже существовал, время начала его образования около 10 млн лет назад [Ligi et al., 1999]. На ранних этапах существования этого сегмента АфАХ в его осевой части изливались преимущественно деплетированные базальты, о чем свидетельствуют данные по составу базальтов станций G9620 и G9621, находящихся на западном фланге этого сегмента.

Между вулканитами хребта Шписс и острова Буве существует структурная близость. И те, и другие формируют мощные поднятия, венчающиеся крупными вулканическими постройками центрального типа, под которыми существуют обширные промежуточные магматические камеры. Время начала формирования вулканических построек приблизительно одинаковое. Привлекая этот дополнительный аргумент, мы склоняемся все же к представлению о том, что мантийным источником для первичных расплавов хребта Шписс служило вещество того же плюма, что и для расплавов острова Буве. Этот плюм поднимается к поверхности по двум основным каналами, соединяющимися на глубине. Поскольку канал, центрированный под хребтом Шписс, совпадает со спрединговым центром, то в данном случае происходит смешение обогащенных расплавов с истощенными расплавами, характерными для океанского рифтового вулканизма. В пользу реальности процесса смешения расплавов, образованных из плюмовых источников, с деплетированными N-MORB свидетельствует диаграмма соотношений Zr/Y-Zr/Nb (рис. 6). Из нее можно сделать вывод о том, что не только базальты хребта Шписс, но и обогащенные базальты из рифтовых долин САХ и АфАХ являются результатом смешения, представляя разную степень смешения этих конечных компонентов. В то же время очевидно, что процессы смешения имеют очень сложный характер и не укладываются в рамки простой модели, предложенной Дж. Шиллингом и др. [Shilling et al., 1985]. Действительно, в вулканитах хребта Шписс содержания одних элементов (калий, титан, фосфор, хром и др.) аналогичны таковым в плюмовых выплавках (вулканиты острова Буве), другие параметры (отношения несовместимых элементов-примесей, изотопов свинца) имеют промежуточные значения, наконец, отношения изотопов стронция и гелия близки к таковым в деплетированных расплавах. В обогащенных толеитах из рифтовой долины САХ, которые, как сказано выше, скорее всего, также являются результатом смешения расплавов из плюмового и истощенного источников, наблюдаются иные соотношения компонентов. В частности, от вулканитов хребта Шписс они отличаются меньшими концентрациями некогерентных литофильных элементов и натрия, но заметно большим содержанием магния, хрома, ванадия и скандия. Взаимодействие между плюмовым источником и источником истощенных базальтов не ограничивается только процессами смешения их расплавов. Более высокие концентрации Na2O и FeO в вулканитах хребта Шписс в сравнении с таковыми острова Буве свидетельствуют и об иных условиях частичного плавления. Не исключено, что именно с этими изменениями условий частичного плавления может быть связано вовлечение в процесс плавления метасоматизированной мантии, присутствие которой в данном районе предполагается в работе [Сущевская и др., 1999], чем можно объяснить низкие значения 3He/4He в вулканитах хребта Шписс.

Таким образом, учитывая то, что на диаграммах TiO2, K2O, P2O5 - FeO/MgO вулканиты хребта Шписс и острова Буве образуют единый тренд дифференциации, с определенным приближением их можно объединить в единую вулканическую серию. В этот же тренд попадает часть базальтов из рифтовой долины АфАХ.

Однако немалая часть базальтов из рифтовой долины АфАХ составляет самостоятельную группу. Основным критерием для ее выделения послужил тот факт, что на вариационных диаграммах K2O, P2O5 - FeO/MgO (рис. 2, 3, 4) данные базальты образуют самостоятельные тренды с более высокими значениями K2O и P2O5, чем у представителей вулканической серии острова Буве при тех же самых коэффициентах фракционирования. Обособление этого тренда могло быть также следствием занижения коэффициента фракционирования из-за пониженных концентраций железа или повышенных концентраций магния в рассматриваемых базальтах в сравнении с вулканитами острова Буве. Однако по концентрации магния они не отличаются, а железо, напротив, имеет более высокие значения в базальтах данной группы и, следовательно, повышенные концентрации фосфора и калия отражают особенности состава первичных расплавов. Другим принципиальным отличием базальтов этой группы от вулканитов острова Буве являются существенно более высокие концентрации хрома в первых. Такие индикаторные отношения элементов-примесей как Nb/Zr и La/Sm у них близки к таковым у базальтов хребта Шписс. Данные по изотопии базальтов из рифтовой долины этого сегмента АфАХ в целом [Kurz et al., 1998] показывают сравнительно высокие содержания радиогенных изотопов стронция ( 87Sr/86Sr 0,70322-0,70378), свинца ( 206Pb/207Pb 19,287-19,343) и радиоактивного гелия ( 3He/4He 8,1-12,9), приближающихся к таковым у базальтов с острова Буве. Поэтому было бы логично объяснить происхождение этих базальтов смешением расплавов, продуцируемых плюмом глубинной мантии, центрированным под островом Буве, и расплавов, генерированных в истощенной мантии. Но в таком случае необходимо выяснить, каким образом их первичные расплавы были дополнительно обогащены калием и фосфором.

Страницы: 1, 2, 3, 4, 5, 6, 7