Природа многообразия вулканитов экваториальной части Срединно-Атлантического хребта Текст научной статьи по специальности «Науки о Земле и смежные экологические науки»

Электронное научное издание Альманах Пространство и Время. Т. 4. Вып. 1 • 2013 Специальный выпуск СИСТЕМА ПЛАНЕТА ЗЕМЛЯ

Кора — Мантия — ядро Crust — Mantle — Core / Krusten — Mantel — Kern

УДК 551.242.2(261/264+267)

Сколотнев С.Г.

Природа многообразия вулканитов экваториальной части Срединно-Атлантического хребта

Сколотнев Сергей Геннадьевич, кандидат геолого-минералогических наук, старший научный сотрудник Геологического института РАН (Москва)

E-mail: [email protected]

На основании изучения состава, геохимии и изотопии вулканитов из осевой части Срединно-Атлантического хребта в Приэкваториальной Атлантике и анализа характера структурно-пространственных вариаций их различных типов показана природа многообразия состава вулканитов региона. Высказывается мнение о том, что блоки континентальной литосферы появились в результате тектонической эрозии Экваториального сегмента Гондваны, расколовшегося и раскрывшегося позднее соседних областей Атлантики.

Ключевые слова: Срединно-Атлантический хребет, Экваториальная Атлантика, базальты N-, T- и P-MORB типов, вулканиты OIB типа, геохимия, изотопия, вещественная неоднородность верхней мантии, плюмы глубинной мантии, тектоника, магматизм.

Введение

Рассматриваемая область океанического дна простирается вдоль гребневой зоны Срединно-Атлантического хребта (САХ) почти на 1950 км между разломными зонами Чейн и Сан Паулу (рис. 1). Здесь же находится крупнейший в Атлантике

2

0

-2

Рис. 1 Структурная схема океанического дна в Приэкваториальной Атлантике. Выполнена по данным спутниковой альтиметрии [Sandwell. Smith 1997]. Сиреневые линии отражают систему рифтов, трансформных разломов и нетрансформных смещений в гребневой зоне САХ. Белые прямоугольники и надписи белого цвета показывают местоположение аномальных участков (см. текст), красные ромбы — центров спрединговых ячеек. На врезке белым прямоугольником показано положение района исследований в Атлантике.

Сколотнев С.Г. Природа многообразия вулканитов экваториальной части Срединно-Атлантического хребта

трансформный разлом Романш. Зона разлома Сан Паулу является политрансформом и состоит из 4 разломных долин, соединенных короткими рифтами (20—30 км). Вблизи северного интерсекта (интерсект — зона сочленения рифта и трансформного разлома) этого разлома находится сложно тектонически построенный массив Св. Петра и Павла, увенчанный одноименными островами, на которых обнаружены базальты.

Приэкваториальная часть САХ — один из наиболее изученных объектов Атлантики. Это связано, во-первых, с уникальным геологическим строением региона [Бонатти 1996], обусловленным частым расположением крупнейших трансформных разломов Атлантики (Сан Паулу, Романш), совокупно смещающих осевую зону спрединга САХ почти на 1800 км, и, во-вторых, с чрезвычайной пестротой состава вулканитов, образующих 2-й слой океанической коры [Сущевская и др. 1994, 1995, 2002; Shilling et al. 1994, 1995], причины которой до сих пор остаются предметом острых дискуссий.

В данной статье особенности состава, изотопии и геохимии вулканитов анализируются на основе оригинальных данным, полученных при обработке материалов экспедиций на НИС «Академик Страхов» [Пейве 2002, Пущаровский и др., 1993, Bonatti et al. 1991] и «Геленджик» [Gasperini et al. 1997], с привлечением богатого литературного материала [Кашин-цев и др. 2008; Сущевская и др. 1994, 1995, 2002; Shilling et al. 1994, 1995; Hekinian et al. 2000; Kamenetsky et al. 2003; Melson et al. 1972; Roden et al. 1984]. Рассмотрение обширного фактического материала, включающего как результаты измерения закалочных стекол, так и собственно базальтов, в совокупности с анализом закономерностей пространственного распространения различных типов вулканитов позволил обосновать ряд новых взглядов на природу вулканических процессов в приэкваториальной части Атлантики.

Краткий обзор представлений о генерации расплавов под осевыми зонами спрединга показывает, что расплавы формируются при частичном плавлении вещества мантийного диапира перидотитового состава, возникающего в ходе подосевого апвеллинга астеносферы [Klein. Langmuir 1987]. Состав толеитовых расплавов зависит от состава плавящегося субстрата, степени его частичного плавления, глубины генерации расплавов и температуры мантии в зоне магмогенерации [Klein. Langmuir 1987, Niu, Batiza 1994]. При повышении степени плавления, а в общем случае это происходит при повышении температуры и уменьшении глубины плавления, в расплаве увеличиваются концентрации Ca, Mg, и уменьшаются — Ti, Al, Na, K, P, а при повышении глубины плавления в расплаве увеличиваются концентрации Fe и уменьшаются Si [Jaques, Green 1980]. Условия плавления неодинаковы вдоль спрединговой ячейки, возникающей над поднимающимся диапиром и ограниченной трансформными разломами или нетрансформными смещениями [Lin et al 1990]. В центре ячейки плавление происходит при более высоких степенях частичного плавления при большей температуре и на меньших глубинах, противоположные условия существуют в дистальных частях спрединговой ячейки [Niu. Batiza 1994]. На плавление мантии охлаждающее и заглубляющее влияние также оказывают трансформные разломы с большими смещениями (трансформный эффект) [Langmuir, Bender 1984].

Описание вулканитов

Щелочные вулканиты. В пределах приэкваториальной части САХ имеется несколько участков, где встречены щелочные нефелин нормативные вулканиты. В наибольшем количестве они распространены на поднятии с центром на широте 0,07°ю.ш. (в дальнейшем Щелочное поднятие. рис. 1), расположенном на восточном плече рифта непосредственно южнее южного интерсекта разлома Романш, и его ближайших окрестностях. Одна группа щелочных вулканитов этого района представлена ультраосновными разностями (SiO2 = 41,56—42,29%). Они выделяются среди всех пород этого региона очень высокими концентрациями TiO2 (3,18—3,34%), K2O (1,86—2,33%), P2O5 (0,86—1,18%), MgO (9,48— 10,74%), FeO (9,16—9,97%) и очень низкими — Al2O3 (12,71 — 13,71%), характеризуются невысокими для щелочных пород концентрациями Na2O (3,04—3,49%). Они могут быть классифицированы как ультраосновные фоидиты, близкие к меланефелинитам [Богатиков 1983]. Другая группа из этого района представлена базальтами (SiO2 = 45,6—46,62%), близкими к выше описанным меланефелинитам, т.е. высокие: TiO2 (2,77%), K2O (1,3—1,37%), P2O5 (0,54%), MgO (6,2— 6,48%), FeO (10,93%) и CaO (10,83—11,59%) и низкие — AI2O3 (13,54—14,87%). По всем этим параметрам щелочные базальты образуют единые тренды вариаций с ультраосновными фоидитами (рис. 2).

К щелочным породам Щелочного поднятия близок вулканит ультраосновного состава с массива Св. Петра и Павла (SiO2 = 43,15%, AI2O3 = 13,46%, TiO2 = 2,7%, K2O = 1,63%, P2O5 = 0,75%, CaO = 9,8%, Na2O = 3,47%, FeO = 12,29%, MgO = 10,8%). Он отличается меньшими концентрациями K2O, P2O5, TiO2 и CaO и существенно более высокими — FeO.

По многим параметрам (SiO2 = 45,88—46,28%, ТЮ2 = 2,69—2,94%, AI2O3 = 13,61 — 14,01%, MgO = 9,41 — 10,44%, CaO = 11,81%, Na2O =3,18%, FeO = 10,33—10,58%, K2O = 0,84—0,94%, P2O5 = 0,32—0,36%) к выше описанным базальтам близки щелочные вулканиты, встреченные в зоне южного интерсекта разлома Чейн.

Еще одним местом, где встречены щелочные базальты, является участок, вблизи которого долина разлома Романш резко изменяет свое простирание (около 22,5° з.д.) (в дальнейшем Зона перегиба) (рис. 1). В работе [Кашинцев и др. 2008] эти базальты квалифицируют как продукты сравнительно недавнего внутриразломного вулканизма, сформировавшиеся в условиях транстенсивного режима. По составу щелочные базальты Зоны перегиба сильно отличаются от выше охарактеризованных щелочных пород. Они имеют существенно более высокие концентрации Al2O3 (16,92— 17,34%) и Na2O (3,93—4,23%) и заметно более низкие содержания FeO (8,46—9,91%), MgO (6,88—7,68%), TiO2 (1,66— 1,81%), CaO (9,97—10,32%). Концентрации P2O5 (0,22—0,42%), K2O (1,01 — 1,36%) и SiO2 (47,53—48,97%) близки к средним значениям выше описанных щелочных базальтов.

Special issue 'The Earth Planet System' Spezialausgabe 'System Planet Erde

Сколотнев С.Г. Природа многообразия вулканитов экваториальной части Срединно-Атлантического хребта

МдО

11

9

7

5

3-і* L_vm д. * Ikk*

А. А

А

0.60

0.80

1.00

1.20

1.40

1.60

1.80

2.00

Рис. 2. Вариации состава вулканитов в зависимости от степени малоглубинной дифференциации их расплавов, выраженной показателем FeO/MgO. Концентрации оксидов по оси ординат даны в %. Условные обозначения: 1 - щелочные, обогащенные и деплетированные базальты, в формировании которых принимали участие щелочные расплавы 1-го типа политрансформа Сан Паулу, 2 — то же Щелочного поднятия, 3 — тоже южного интерсекта разлома Чейн, 4 — деплетированные высококальциевые базальты, 5 — щелочные, обогащенные и толеитовые базальты, в формировании которых принимали участие щелочные расплавы 2-го типа политрансформа Сан Паулу, 6 — то же Зоны перегиба, 7 — то же Щелочного поднятия, 8 — высокообогащенные базальты политрансформа Сан Паулу, 9 — то же Щелочного поднятия, 10 — то же южного интерсекта разлома Чейн, 11 — умеренно обогащенные базальты Щелочного поднятия, 12 — деплетированные базальты политрансформа Сан Паулу, 13

— то же сегмента Сан Паулу — Романш, 14 — то же разлома Романш, 15 — то же Щелочного поднятия, 16 — то же сегмента Щелочное поднятие

— Чейн, 17 — то же разлома Чейн, 18 — то же южнее разлома Чейн, 19 — низконатровые низкотитанистые базальты политрансформа Сан Паулу, 20 — то же Щелочного поднятия, 21 — обогащенные базальты Щелочного поднятия, в формировании которых принимали участие щелочные расплавы 1-го и 2-го типов. Линиями показаны тренды вариаций и очерчены поля составов деплетированных и умеренно обогащенных базальтов (красные), высокообогащенных базальтов (синие), низконатровых базальтов (черные), вулканитов, в формировании которых принимали участие щелочные расплавы 1-го типа (голубые, пунктирные), то же 2-го типа (сиреневые), то же 1-го и 2-го типов (зеленые).

Сколотнев С.Г. Природа многообразия вулканитов экваториальной части Срединно-Атлантического хребта

Для удобства изложения в дальнейшем расплавы, возникшие при плавлении этого субстрата, будут называться щелочными расплавами 2-го типа, а таковые на Щелочном поднятии — 1-го типа.

Обогащенные толеитовые базальты. Характерной чертой совокупности толеитовых базальтов Приэкваториальной Атлантики является резкое преобладание обогащенных базальтов, а среди последних большое количество высокообогащенных разностей. Последние более всего развиты на Щелочном поднятии и в его окрестностях, при этом они разделяются на две группы. Первая группа образует протяженную дифференцированную серию (РеО/МдО = 0,97— 1,98) (рис. 2). Породы этой серии в сравнении с другими толеитовыми базальтами имеют более высокие содержания К2О, СаО, ТЮ2 (1,52—2,84%) и Р2О5 (0,29—0,53%), в них умеренные значения МдО (9—5,35%) и РеО (7,91 — 11,06%). Концентрации Na2O возрастают от 2,96% до очень высоких значений — 4,41%.

Другая группа объединяет разности, имеющие заметно более низкие концентрации СаО (8,86—10,36%), ТЮ2 (1,57— 1,74%) и более высокие — Na2O (3,37—4,15%) и А12О3 (15,98—16,98%) при тех же самых значениях РеО/МдО (0,9—1,5) по сравнению с предыдущей группой высокообогащенных базальтов (рис. 2). По совокупности параметров: высокие значения Na2O и А12О3 и низкие — СаО и ТЮ2, — толеиты этой группы близки к щелочным базальтам Зоны перегиба. Следовательно, либо при их формировании определенный вклад вносили щелочные расплавы 2-го типа, либо в их плавлении участвовал высоконатровый и высокоглиноземистый субстрат.

Высокообогащенные толеиты дифференцированной серии не обнаруживают близости к щелочным расплавам ни 2-го, ни 1-го типов. От последних их отличают очень высокие концентрации Na2O и более низкие концентрации МдО и СаО. Это дает основание утверждать, что под Щелочным поднятием генерируются расплавы 3-го типа, обогащенные лито-фильными элементами, из мантийного субстрата и при условиях, отличающихся от таковых при плавлении щелочных расплавов 1-го и 2-го типов.

Высокообогащенные толеиты, встреченные непосредственно в зоне южного интерсекта разлома Романш, по концентрации К2О (0,70—1,12%), Р2О5 (0,34—0,46%) и Na2O (3,53—3,84%) близки к высокообогащенным базальтам, распространенным в районе Щелочного поднятия, но при тех же самых РеО/МдО (0,9—1,12) имеют более высокие концентрации РеО (8,31—9,87%), ТЮ2 (2,04—2,26%) и МдО (8,72—9,4%) и существенно более низкие — А12О3 (13,23—13,71%) и СаО (8,73—8,8%) (рис. 2). В целом особенности состава этих базальтов указывают на то, что они кристаллизовались из расплавов, близких к расплавам 3-го типа, но по сравнению с районом Щелочного поднятия плавились при более низких степенях частичного плавления (более низкие значения СаО и А12О3) и на более глубинном уровне (более высокие значения ТЮ2 и РеО), что, скорее всего, связано с эффектом трансформного разлома.

Высокообогащенные базальты, обнаруженные на массиве скал Св. Петра и Павла в целом близки к таковым из района Щелочного поднятия: К2О (0,55—0,57%), Р2О5 (0,21—0,44%), МдО (7,19—7,44%), А12О3 (14,88—15,45%), но имеют при тех же самых РеО/МдО (1,18-1,23) более низкие концентрации Na2O (2,54—3,37%) и ТЮ2 (1,57—1,65%) и более высокие — РеО (8,747—8,84%) и СаО (11,11 — 11,61%) (рис. 2). Повышение концентраций СаО при одновременном уменьшении содержаний Na2O и ТЮ2 указывают на увеличение степени частичного плавления. Поскольку в трансформных разломах, напротив, следует ожидать уменьшения степени частичного плавления мантии, то, очевидно, что в этой области плавления имеется дополнительный источник тепла. Наличие на этом участке щелочных вулканитов позволяет предположить, что этот источник тепла связан с процессами плавления щелочных расплавов.

Высокообогащенные базальты Зоны перегиба отличаются от таковых из района Щелочного поднятия и близки к щелочным базальтам этого участка. В сравнении с последними при тех же самых РеО/МдО (1,21—1,39) они имеют более низкие концентрации ТЮ2 (1,5—1,66%), Na2O (3,56—3,82%), К2О (0,62—0,79%), Р2О5 (0,17-0,24%). Отмечаются близкие уровни А12О3 (16,86—17,23%), СаО (9,62—10,09%), МдО (7,31—8,53%) и РеО (9,88—10,82%). Выявленные отличия свидетельствуют о том, что толеитовые базальты выплавлялись по сравнению со щелочными при более высоких степенях частичного плавления близкого по составу мантийного источника.

Слабо- и умеренно обогащенные базальты приэкваториальной части САХ наследуют всю специфику группового и пространственного разнообразия, установленную при описании высокообогащенных базальтов. От последних они отличаются тем, что при тех же самых значениях РеО/МдО имеют более низкие концентрации К2О, Р2О5, ТЮ2 и Na2O (рис. 2). По сравнению с аналогичными базальтами других областей САХ, они существенно более натровые и менее железистые.

Среди этого типа базальтов имеется небольшая группа высококальциевых базальтов (СаО = 11,55—11,98%) (рис. 2), развитых в центре спрединговой ячейки между Щелочным поднятием и разломом Чейн.

В пределах политрансформа Сан Паулу слабо- и умереннообогащенные базальты распространены в северном и в южном рифтах. Особенностью их состава является то, что при низких значениях К2О (0,15—0,25%) они имеют сравнительно высокие концентрации фосфора Р2О5 (0,17—0,32%).

Слабообогащенные базальты с южного интерсекта разлома Чейн резко отличаются от более северных базальтов этого типа более низкими концентрациями Na2O (2,86—2,99%) и более высокими РеО (9,5—9,96%) при тех же самых значениях РеО/МдО (рис. 2). Следовательно, на этом участке частичное плавление происходит в среднем при более высоких степенях частичного плавления и на большем глубинном уровне.

Деплетированные базальты. Деплетированные базальты в рассматриваемой области распространены

Сколотнев С.Г. Природа многообразия вулканитов экваториальной части Срединно-Атлантического хребта

ограниченно, преимущественно на сегментах САХ между разломами Сан Паулу и Романш, Щелочным поднятием и разломом Чейн и к югу от последнего. Наиболее типичные деплетированные базальты наиболее южного сегмента образуют умеренно дифференцированную серию (FeO/MgO = 0,96—1,24) со следующими вариациями оксидов: SiO2 = 48,91 — 50,4%, СаО = 10,98—12,8%, MgO = 7,21—9,01% и AІ2O3 = 15,91 — 16,92%. От прочих деплетированных базальтов приэкваториальной части САХ они отличаются наиболее низкими концентрациями Na2O (2,4—2,89% против 3,05—3,45%), TiO2 (1,18—1,24% против 1,3—2%) и K2O (0,04—0,08% против 0,11—0,24%) и наиболее высокими содержаниями FeO (8,54—10,05%) при тех же самых значениях FeO/MgO. Севернее на сегменте Чейн — Щелочное поднятие уровень Na2O в базальтах заметно выше, чем в деплетированных базальтах других областей Центральной и Южной Атлантики.

Среди деплетированных базальтов окрестностей Щелочного поднятия также, как и среди обогащенных базальтов этого участка, выделяются разности с высоким (10,64—12,12%), умеренным (10,78—11,4%) и низким (9,07—9,64%) уровнем СаО. Высококальциевые разности представляют расплавы характерные для центров апвеллинга, а низкокальциевые базальты указывают на участие в их плавлении мантийного источника, с которым связаны щелочные расплавы 2-го типа.

Интересной особенностью политрансформа Сан Паулу является наличие среди деплетированных базальтов разностей с очень низкими концентрациями TiO2 (0,72—0,82%), Na2O (2,66—2,84%), K2O (0,03—0,06%) и P2O5 (0,02—0,05%), высокими — Al2Oз (17,14—17,46%) и повышенными — FeO (9,13—9,52%) и MgO (9,03—9,4%), что указывает на то, что расплавы этих базальтов плавились при более высоких степенях частичного плавления и на на больших глубинах в сравнении с типичными деплетированными базальтами политрансформа. Аналогичные разности имеются здесь и среди обогащенных толеитов, что как говорилось выше подразумевает дополнительный источник тепла.

Геохимические особенности изученных вулканитов. Наиболее полное представление об особенностях геохимии вулканитов дают их спайдерграммы (рис. 3). На спайдерграммах ультраосновных фоидитов линии их спектров постоянно поднимаются от тяжелых к легким РЗЭ и далее до Nb, образующего небольшую положительную аномалию, после которой спектры незначительно снижаются. У щелочных базальтов аналогичный подъем линий спектра начинается на более высоком уровне, а заканчивается на более низком уровне. Эта тенденция продолжается в сторону обогащенных базальтов, доходя до того, что спектры умеренно обогащенных базальтов в области тяжелых и средних земель субгоризонтальны. Такая же картина и на спектрах деплетированных базальтов, но у последних понижение линии спектра начинается не от Nb, а от Sm. На спайдерграммах всех вулканитов отмечаются отрицательные аномалии: небольшие для ^ и U и глубокая для Pb. У щелочного базальта Зоны перегиба и высокообогащенных низкокальциевых базальтов Щелочного поднятия наблюдаются глубокие отрицательные аномалии ^.

Рис. 3. Спайдерграммы вулканитов. По оси ординат отложены значения отношений концентраций того или иного элемента в породе к его концентрации в примитивной мантии [Mcdonough, Sun 1995] (шкала логарифмическая). Условные обозначения: поля спектров: 1— ультраосновных щелочных вулканитов, 2 — щелочных базальтов 1-го типа, 3 — высокообогащенных толеитовых базальтов, 4 — обогащенных толеитов, в формировании которых принимали участие щелочные расплавы 2-го типа, 5 — умеренно обогащенных базальтов, 6 — деплетиро-ванных базальтов.

1—И і 1 _j

2 3 4 Ws

Сколотнев С.Г. Природа многообразия вулканитов экваториальной части Срединно-Атлантического хребта

Анализ спайдерграмм показывает, что изученные вулканиты различаются по глубинности происхождения их расплавов. Крутой подъем линии спектра у ультраосновных вулканитов от тяжелых к средним РЗЭ указывает на то, что при их плавлении в качестве реститовой фазы кристаллизовался гранат, и соответственно процессы частичного плавления протекали в условиях гранатовой фации глубинности. У умеренно обогащенных и деплетированных базальтов линия спектра в области тяжелых и средних РЗЭ субгоризонтальна, что свидетельствует о том, что в данном случае в качестве реститовой фазы кристаллизовалась шпинель, и соответственно плавление происходило в условиях шпинелевой фации глубинности. Показателем наклона кривой в области тяжелых и средних РЗЭ выступает отношение (Sm/Yb)n, которое таким образом может также служить показателем глубинности частичного плавления. Ультраосновные фоидиты Щелочного поднятия имеют наиболее высокие отношения (Sm/Yb)n (6,14—6,3), у деплетированных и умеренно обогащенных базальтов они близки к 1. Промежуточные значения (Sm/Yb)n, которые отмечены у щелочных базальтов (2,62—4,34) и высоко обогащенных толеитовых базальтов (1,64—2,21), могут означать, что либо их расплавы генерировались на глубинах промежуточных между глубинным и малоглубинным уровнями, когда в качестве реститовых фаз выступают и гранат, и шпинель в различных соотношениях, либо их исходные расплавы сформировались при смешении глубинных и малоглубинных расплавов в различных пропорциях.

Спайдерграммы щелочных, обогащенных и деплетированных вулканитов отличаются по поведению линии спектра в области в области наиболее некогерентных элементов (>La). У первых двух разностей линия спектра в этой области поднимается вверх до Nb, но с более крутым наклоном у щелочных пород, у деплетированных толеитов она следует постоянно вниз. Обычно показателем этого наклона линии спектра используется отношение (La/Sm)n, которое соответственно выступает в качестве индикатора степени обогащенности базальтов литофильными некогерентными элементами. Однако это отношение зависит и от степени частичного плавления. Таким индикатором также может выступать отношение (Nb/La)n, которое в большей степени определяется составом источника, чем степенью частичного плавления. На графике зависимости этих двух показателей (La/Sm)n - (Nb/La)n (рис. 4) наблюдаются два поля точек. До значений (La/Sm)n = 2—2,08 происходит коррелятивный рост обоих показателей от деплетированных базальтов — (La/Sm)n = 0,38—0,41, (Nb/La)n = 0,69—0,74 — до высоко обогащенных базальтов (Nb/La)n = 1,38—1,72. При дальнейшем росте (La/Sm)n до 3,52—3,64 значения (Nb/La)n не изменяются. Тренд первого поля указывает на смешение деплетированных и обогащенных расплавов, при этом чем выше доля последних, тем выше значения обоих показателей. Второе поле отражает вариации состава обогащенных расплавов в зависимости от степени частичного плавления мантийного источника обогащенного литофильными элементами относительно постоянного состава и поэтому (La/Sm)n растет, а (Nb/La)n остается постоянным, являясь геохимической меткой этого мантийного источника.

Еще более детальная дискриминация между мантийными источниками возможна на графике (Nb/La)n — (Sm/Yb)n (рис. 4), на котором снято влияние степени частичного плавления, но присутствует индикатор глубины их плавления (Sm/Yb)n. Основная масса изученных базальтов образует на этом графике тренд смешения между малоглубинными де-плетированными расплавами и обогащенными расплавами 3-го типа — (Nb/La)n = 1,72, — генерированными на промежуточной глубине (Sm/Yb)n = 2,32. Ультраосновные фоидиты и щелочные базальты образуют тренд смешения между глубинными щелочными расплавами 1-го типа и обогащенными расплавами 3-го типа (Nb/La)n (1,39—1,44). Единственный изученный в этом отношении щелочной базальт, связанный со щелочными расплавами 2-го типа — (Nb/La)n = 1,61, (Sm/Yb)n = 2,63, — также попадает на этот тренд смешения.

Рис. 4. Геохимические диаграммы. Приведены отношения редких элементов, нормированные относительно примитивной мантии

[Mcdonough, Sun 1995].

Сколотнев С.Г. Природа многообразия вулканитов экваториальной части Срединно-Атлантического хребта

Линия спектра на спайдерграммах после Nb идет вниз (рис. 3). Угол ее наклона на этом участке оценивается по отношению (Ba/Nb)n, которое слабо зависит от степени частичного плавления, характеризуя в первую очередь особенности состава мантийного источника. Поэтому на диаграмме (Nb/La)n — (Ba/Nb)n (рис. 4) между двумя этими показателями наблюдается прямая корреляция. В то же время по уровню значений (Ba/Nb)n при одних и тех же значениях (Nb/La)n выделяются три тренда корреляции. Большая часть базальтов варьирует в области умеренных значений (Ba/Nb)n от 0,51 до 0,78 и объединяет разности, образовавшиеся при смешении деплетированных и промежуточных обогащенных расплавов 3-го типа. К тренду более высокого уровня — (Ba/Nb)n = 0,74—0,8 — относятся ультраосновные фоидиты и несколько высоко обогащенных базальтов со Щелочного поднятия и его окрестностей. К тренду более низкого уровня — (Ba/Nb)n = 0,41—0,7 — относятся образцы Зоны перегиба и ряд образцов Щелочного поднятия. Таким образом, более низкий уровень (Ba/Nb)n характерен для расплавов, в плавлении которых участвовал мантийный субстрат, из которого выплавлялись щелочные расплавы 2-го типа.

Как следует из спайдерграмм, важной характеристикой вулканитов являются также концентрации Th в сопоставлении с концентрациями близлежащих элементов. Для ее анализа используются отношения (Th/Ba)n и (Th/U)n. Для большинства базальтов значения (Th/Ba)n варьируют в небольшом диапазоне 0,58—0,94, однако выделяются две группы, имеющие при тех же самых значениях других индикаторных отношений более высокие и более низкие значения (Th/Ba)n. К первой группе с (Th/Ba)n = 1,16—1,38 относится ряд базальтов с сегмента Романш — Сан Паулу и из южного рифта политрансформа Сан Паулу. Следует отметить, что эти базальты выделяются среди прочих также наиболее низкими значениями (Th/U)n (0,63—0,7) и (Ba/La)n (0,24—0,43), т.е. характеризуются пониженными концентрациями Ba и повышенными U. Вторая группа с (Th/Ba)n = 0,2—0,29 объединяет высокообогащенные низкокальциевые базальты со Щелочного поднятия и щелочные базальты из Зоны перегиба, т.е. связанных с мантийным субстратом, из которого плавятся щелочные базальты 2-го типа.

На диаграмме (La/Sm)n — (Th/U)n (рис. 4) выделяется два поля. Поле с более высокими значениями (Th/U)n (0,791,05 против 0,63-0,85) при данных (La/Sm)n образовано ультраосновными фоидитами, несколькими высокообогащенными базальтами со Щелочного поднятия, а также несколькими деплетированными и обогащенными толеитами из южного интерсекта трансформа Чейн. Очевидно, что все эти вулканиты имеют вклад мантийного источника, принимающего участие в плавлении щелочных расплавов 1-го типа.

В целом следует отметить, что диапазон вариаций и уровни индикаторных отношений (La/Sm)n, (Nb/La)n, (Ba/Nb)n, (Ba/La)n, (Th/Ba)n и (Th/U)n у основной массы базальтов приэкваториальной части САХ совпадают или близки к таковым для основной массы базальтов, распространенных в сегментах САХ, где велика активность плюмов глубинной мантии, мантийный источник которых характеризуется высокими концентрациями Nb и Ta, что свойственно для мантийного компонента HIMU [Weaver et al. 1987]. В изученных вулканитах на его участие в плавлении базальтов указывают высокие отношения (Nb/La)n в высокообогащенных толеитах и щелочных вулканитах.

В то же время поведение других индикаторных отношений свидетельствуют о том, что при образовании ряда вулканитов наряду с компонентом HIMU участвовало вещество с другими геохимическими параметрами. Так, ультраосновные фоидиты Щелочного поднятия и ряд других вулканитов выделяются повышенными значениями (Ba/Nb)n и (Th/U)n. Высокие концентрации Ba характерны для обогащенной мантии типа ЕМ [Weaver et al. 1987], поэтому можно ожидать, что при плавлении щелочных расплавов 1-го типа в качестве мантийного субстрата выступала химически гетерогенная мантия, содержащая блоки вещества с характеристиками мантийного компонента ЕМ. Щелочные базальты Зоны перегиба и родственные им обогащенные низкокальциевые толеиты имеют пониженные значения (Ba/Nb)n и (Th/Ba)n. Базальты с очень низкими концентрациями Ba и Th описаны в Южной Атлантике в районе 26° ю.ш. В работе [Regelous et al. 2009], в которой проводится анализ этих базальтов, сделан вывод о том, что данную геохимическую специфику базальтов можно объяснить участием в их плавлении вещества нижней континентальной коры (НКК). Очевидно, что и специфику состава щелочных расплавов 2-го типа можно объяснить участием в плавлении блоков НКК, присутствующих в верхней мантии приэкваториальной части САХ. Это хорошо согласуется и с валовым составом базальтов, характеризующимся очень высокими концентрациями Al2O3 и Na2O и низкими TiO2, поскольку в соответствии с [Sandwell, Smith 1997] нижняя континентальная кора имеет преимущественно плагиоклазовый состав.

Изотопы Sr, Nd и Pb в вулканитах приэкваториальной части САХ. Изотопные составы вулканитов приэкваториальной части САХ были обстоятельно проанализированы в работе. [Shilling et al. 1994]. Однако с тех пор появились новые данные [Kamenetsky et al. 2003], в том числе авторские, позволяющие по-новому взглянуть на некоторые дискуссионные вопросы. Анализ изотопных данных проводился в сравнении с изотопией базальтов тех сегментов САХ, где на их образование большую роль оказали плюмы глубинной мантии. Один из этих сегментов, ограниченный разломами Сан Паулу и Св. Петра, примыкает к приэкваториальной части непосредственно с севера. Здесь осевые базальты плавились при участии вещества плюма Сьерра Леоне [Shilling et al. 1994]. Другой сегмент находится южнее между разломами Боде Верде и Вознесения и испытывает влияние плюма Св. Елены [Shilling et al. 1985].

Сколотнев С.Г. Природа многообразия вулканитов экваториальной части Срединно-Атлантического хребта

Анализ вариационных изотопных диаграмм (рис. 5) позволил выделить несколько групп базальтов, различающихся по изотопным параметрам. На диаграмме 206Pb/204Pb — 207Pb/204Pb базальты, сформировавшиеся под влиянием плюмов Сьерра Леоне и Св. Елены, образуют накладывающиеся друг на друга поля, вытянутые вдоль линии, соединяющей составы мантийных компонентов DMM и HIMU. В нижней части этих полей располагаются базальты сегмента Романш — Сан Паулу, еще ниже, уже за пределами этих полей, находятся базальты сегмента между разломом Чейн и Щелочным поднятием. Часть базальтов Щелочного поднятия и его окрестностей образует протяженный тренд, накладывающийся на поля базальтов, сформировавшихся под влиянием плюмов Сьерра Леоне и Св. Елены,: 206Pb/204Pb = 18,54—19,1, 207Pb/204Pb = 15,53—15,6, такой же тренд образует часть высоко обогащенных базальтов из южного интерсекта разлома Чейн, более протяженный тренд характерен для базальтов политрансформа Сан Паулу: 206Pb/204Pb = 18,63—19,53, 207Pb/204Pb = 15,51 — 15,63.

Oi

8

10

Рис. 5. Изотопные диаграммы. Условные обозначения: 1 — обогащенные базальты политрансформа Сан Паулу, 2 — базальты сегмента Сан Паулу — Романш, 3 —вулканиты Щелочного поднятия, 4 — вулканиты южного интерсекта разлома Чейн, 5 — обогащенные толеиты, в формировании которых принимали участие щелочные расплавы 2-го типа, 6 — ультраосновные вулканиты массива Сан Паулу, 7 — базальты сегмента Щелочное поднятие — Чейн, 8 — деплетированные базальты района разлома Чейн и южнее, 9 — поле составов базальтов аномального участка между разломами Сан Паулу и Св. Петра (по данным [Shilling et al. 1994], 10 — то же самое между разломами Боде Верде и Вознесения (по данным Fontignie, Shilling 1996]).

Таким образом, значительная часть базальтов приэкваториальной части САХ на диаграмме 206Pb/204Pb — 207Pb/204Pb образует единый тренд, совпадающий с линией, соединяющей мантийные компоненты DMM и HIMU, что означает, что в их плавлении участвовало вещество мантийного компонента HIMU. Однако на диаграмме 206Pb/204Pb — (La/Sm)n (рис. 6) образцы этого единого тренда разделяются на две группы. В базальтах из нижней части тренда, где находятся породы сегментов Романш — Сан Паулу и Чейн — Щелочное поднятие, с ростом изотопных отношений (в данном случае 206Pb/204Pb) не происходит увеличения отношений (La/Sm)n, варьирующих в пределах 0,63—1,03 и образующих поле параллельное оси абсцисс. Это означает, что в базальтах, в которых влияние компонента HIMU относительно невелико, вещество этого мантийного источника обеднено высоко некогерентными элементами. Такое рассогласование между изотопными и геохимическими показателями не редкость.

Наиболее высокое положение с 206Pb/204Pb (19,46—19,62) и 207Pb/204Pb (15,66—15,68) занимают щелочные ультраосновные

Сколотнев С.Г. Природа многообразия вулканитов экваториальной части Срединно-Атлантического хребта

Рис. 6. Изотопно-геохимические диаграммы. Условные обозначения на рис. 5. Дополнительно: зеленая линия — тренд коррелятивного поведения изотопных параметров и отношения ^а^т)п, синяя линия - тренд нарастания доли мантийного источника, обогащенного радиогенными изотопами, но обедненного некогерентными элементами, коричневая линия — тренд уменьшения степени частичного плавления обогащенного мантийного источника.

вулканиты Щелочного поднятия. У вулканитов этого тренда наблюдается одновременный рост и изотопных отношений, и отношений (La/Sm)n (рис. 5), лишь у меланефелинитов отношения (La/Sm)n возрастают более резко. Очевидно, что этот тренд, объединяющий вулканиты, связанные со щелочными расплавами 1-го типа, образован в результате плавления мантии гетерогенного состава, в которой смешано вещество, по крайней мере, трех мантийных компонентов: деплетиро-ванной мантии (DMM), HIMU и ЕМ-2. Природа мантийного компонента ЕМ-2 различна. В одних случаях имеются указания на то, что он характеризует один из типов вещества глубинных мантийных плюмов, например, плюма Тристан да Кунья, локализованного в Южной Атлантике [Hart 1988, Hofman 1997, White, Hofmann 1982], но для вулканитов окраинноокеанических вулканических поднятий, как например, с островов Зеленого Мыса и Канарских островов, которые также обнаруживают примесь мантийного компонента ЕМ-2, считается, что это связано с наличием в астеносферной мантии фрагментов метасоматизированной литосферной континентальной мантии (ЛКМ) [Hoerlne et al. 1991, Doucelance et al. 2003]. Для приэкваториальной части САХ, учитывая пятнистость пространственного распределения вулканитов, имеющих признаки наличия вещества мантийного компонента ЕМ-2, скорее можно ожидать наличия в верхней мантии блоков ЛКМ.

На диаграмме 206Pb/204Pb — 208Pb/204Pb все вулканиты приэкваториальной части САХ вместе с базальтами сегментов Вознесения — Боде Верде и Сан Паулу — Св.Петра образуют единый узкий тренд, проходящий незначительно выше линии, соединяющей компоненты DMM и HIMU.

На диаграмме 206Pb/204Pb — 87Sr/86Sr (рис. 5) также наблюдаются два отчетливых тренда. Распределение базальтов по этим трендам в целом соответствует таковому на изотопной диаграмме 206Pb/204Pb — 207Pb/204Pb, однако часть базальтов, принадлежавших нижнему тренду, перешла на верхний тренд. Оба тренда располагаются выше линии, соединяющей мантийные компоненты DMM и HIMU, и таким образом один из крайних членов этих трендов представляет собой мантийный источник, образованный смесью мантийных компонентов HIMU и ЕМ-2, при этом доля ЕМ-2 в вулканитах верхнего тренда, у которых при данных значениях 206Pb/204Pb более высокие значения 87Sr/86Sr (0,70259—0,70289 против 0,702483—0,70283), более весома. Базальты нижнего тренда совпадают с полями базальтов из сегментов САХ между разломами Вознесения и Боде Верде и между разломами Сан Паулу и Св. Петра.

На диаграмме 206Pb/204Pb — 144Nd/143Nd (рис. 5) большая часть из охарактеризованных вулканитов также распределяется по двум трендам, только базальты верхнего тренда диаграммы 206Pb/204Pb — 87Sr/86Sr на диаграмме 206Pb/204Pb — 144Nd/143Nd естественно образуют более нижний тренд и наоборот. Таким образом, базальты с более высокими значениями 87Sr/86Sr при тех же самых отношениях 206Pb/204Pb имеют более низкие отношения 144Nd/143Nd (0,51312—0,512869 против

0,51313—0,51298), при этом крайним членом этого тренда опять являются ультраосновные фоидиты Щелочного поднятия. Базальты более верхнего тренда совпадают с полями базальтов из сегментов САХ между разломами Вознесения и Боде Верде и между разломами Сан Паулу и Св. Петра. Оба тренда находятся ниже линии, соединяющей мантийные компоненты DMM и HIMU и таким образом один из крайних членов этих трендов представляет собой мантийный источник, образованный смесью мантийных компонентов HIMU и ЕМ-2, при этом доля ЕМ-2 в вулканитах нижнего тренда более высокая.

Дополнительно на диаграмме 206Pb/204Pb — 144Nd/143Nd выделяются базальты, которые при данных значениях 206Pb/204Pb имеют заметно более высокие отношения 144Nd/143Nd (0,513193—0,513262). Это базальты Щелочного поднятия и его окрестностей, которые на предыдущих диаграммах принадлежали к обоим трендам, но преимущественно к верхнему. Они располагаются выше линии, соединяющей мантийные компоненты DMM и HIMU, и поэтому данное явление не может быть объяснено избыточным вкладом компонента DMM в состав этих базальтов. Следовательно, в верхней мантии приэкваториальной части Атлантики имеется еще один компонент, обладающий высокими значениями 144Nd/143Nd (в дальнейшем высоконеодимовый компонент). Этот тренд объединяет базальты, связанные со щелочными расплавами 2-го типа. Таким образом, высоконеодимовый компонент в соответствии с петро-геохимическими данными представлен блоками НКК.

Сколотнев С.Г. Природа многообразия вулканитов экваториальной части Срединно-Атлантического хребта

На этой изотопной диаграмме можно заметить, что и другие базальты, принадлежавшие на других изотопных диаграммах обоим трендам, обладая повышенными значениями 144Nd/143Nd, выходят за пределы составов своей группы. Очевидно, что в этих породах также имеется вклад вещества высоконеодимового компонента, только он ниже, чем у базальтов с очень высокими значениями 144Nd/143Nd.

Подводя итог анализу изотопного состава вулканитов приэкваториальной части САХ, можно выделить ряд их мантийных источников, смешение вещества которых определяет многообразие изотопного состава этих вулканитов:

1) Деплетированная мантия. В чистом виде этот мантийный источник в изучаемой области практически нигде не обнаружен. Но компонент DMM присутствует как один из крайних членов в тех мантийных источниках, которые являются смесью различных мантийных компонентов.

2) Мантийный источник, представляющий собой смесь компонентов HIMU и DMM при преобладании первого в сохраняющейся пропорции между ними.

3) Смесь компонентов HIMU и DMM при преобладании последнего при незначительно меняющихся пропорциях. Его отличием от мантийного источника (2) является также слабая вариабельность отношения (La/Sm)n при значительных изменениях изотопных показателей.

4) Смесь в различных пропорциях компонентов HIMU, ЕМ-2 и DMM. Носителем компонента ЕМ-2, по-видимому, являются блоки ЛКМ, пассивно расположенные в конвектируемой мантии. Данный мантийный источник имеет две разновидности, базальты одной из них имеют более высокие значения 207Pb/204Pb при одинаковых значениях 206Pb/204Pb. По-видимому, это различие отражает неоднородность состава материала ЛКМ.

5) Мантийный источник, представляющий собой смесь в различных пропорциях компонентов HIMU, DMM и высоконеодимового компонента, иногда при участии ЕМ-2. Носителем высоконеодимового компонента, по-видимому, являются блоки НКК, пассивно расположенные в конвектируемой мантии.

Вдольосевые вариации состава вулканитов. Понять природу многообразия состава базальтов помогает анализ пространственных вариаций изотопных параметров, концентраций петрогенных оксидов и геохимических показателей вдоль оси САХ. На вдольосевых профилях (рис. 7) отмечается закономерное коррелятивное изменение фоновых значений 87Sr/86Sr, 206Pb/204Pb, 207Pb/204Pb, 208Pb/204Pb. С юга на север происходит резкое увеличение 87Sr/86Sr от 0,702498 до 0,702510, 206pb/204pb от 17,83 до 18,55, 207Pb/204Pb от 15,47 до 15,52 и 208Pb/204Pb от 37,32 до 38,12 на отрезке от нетрансформного смещения 2,33°ю.ш. до разлома Чейн, а затем постепенное возрастание этих отношений до южного разлома политрансформа Сан Паулу 87Sr/86Sr до 0,702560, 206Pb/204Pb до 18,92, 207Pb/204Pb до 15,57 , 208Pb/204Pb до 38,5. Зеркальное поведение у значений 144Nd/143Nd на этом вдольосевом профиле. Фоновым изотопным вариациям не соответствуют вариации фоновых значений (La/Sm)n и K2O. Значения этих параметров увеличиваются на отрезке от нетрансформного смещения 2,33° ю.ш. до разлома Чейн: (La/Sm)n от 0,47 до 0,72 и K2O от 0,06% до 0,13%, отражая уменьшение степени частичного плавления, но далее от разлома Чейн до разлома Сан Паулу градиент отсутствует. Более того, на более южном сегменте Чейн — Романш они выше: (La/Sm)n = 0,83 и K2O = 0,16%, чем на сегменте Романш — Сан Паулу (La/Sm)n = 0,75 и K2O = 0,14%.

Наличие у базальтов пространственного градиента изотопных параметров в сторону плюма Сьерра Леоне позволяет предполагать, что жильный метасоматоз астеносферной мантии в данном регионе, о котором говорится в статье [Shilling et al. 1994], скорее всего, произошел под действием плюма Сьерра Леоне на инициальной стадии его становления, а не под влиянием плюм Фернандо ди Норонья, расположенного на западной окраине Атлантического океана значительно дальше, как это предполагается в вышеуказанной статье.

На фоне выше описанных градиентов резко выделяются участки, где распространены базальты с аномально высокими для осевых базальтов изотопными отношениями (для 144Nd/143Nd — аномально низкими). Наиболее амплитудная и широкая аномалия локализована в районе Щелочного поднятия. Здесь встречены ультраосновные фоидиты с наиболее высокими значениями 87Sr/86Sr до 0,703135, 206Pb/204Pb до 19,59 , 207Pb/204Pb до 15,68 , 208Pb/204Pb до 39,09, (La/Sm)n до 3,52 и K2O до 2,27% и низкими 144Nd/143Nd до 0,512869. В то же время к этой аномалии приурочены и базальты с очень высокими отношениями 144Nd/143Nd до 0,513262, одновременно характеризующиеся высоким уровнем 87Sr/86Sr (до

0,702995) и (La/Sm)n. Эти высоконатровые, низкокальциевые базальты с повышенным глиноземом не только изотопно, но и петрохимически контрастируют с пространственно совмещенными нефелин нормативными вулканитами, которые характеризуются как высококальциевые, низкоглиноземистые и умеренно натровые. Таким образом, можно ожидать, что в верхней мантии под Щелочным поднятием и его окрестностями пространственно ассоциируют блоки ЛКМ и НКК со скоплениями глубинного мантийного материала, представляющего собой смесь мантийных компонентов DMM и HIMU.

К аномалии Щелочного поднятия по характеру корреляций между различными параметрами близка аномалия южного интерсекта разлома Чейн (87Sr/86Sr до 0,70292, 206Pb/204Pb до 19,21, 207Pb/204Pb до 15,61, 208Pb/204Pb до 38,58, (La/Sm)n до 2,78, K2O до 0,94% и 144Nd/143Nd до 0,513034), отличаясь меньшими пиковыми значениями. Здесь также имеются базальты со сравнительно высокими значениями 144Nd/143Nd при данном высоком уровне 87Sr/86Sr. В них вместе с ростом отношения 87Sr/86Sr возрастают и значения 144Nd/143Nd, но снижаются свинцовые отношения, незначительно возрастают концентрации K2O и сохраняется фоновый уровень (La/Sm)n.

Electronic Scientific Edition Almanac Space and Time vol. 4, issue 1 Special issue 'The Earth Planet System'

Elektronische wissenschaftliche Auflage Almabtrieb 'Raum und Zeit' Band 4, Ausgabe 1 Spezialausgabe 'System Planet Erde

Сколотнев С.Г. Природа многообразия вулканитов экваториальной части Срединно-Атлантического хребта

К20

2.0

1.0

0.0

А

4 ■ J В d щ£ ,-S. .-ДШ- и * ш ■ ■

Ж * 1 ! 9 Л1 II . 1 . 1* 1 .. ■ 1 1 S |% »1 1 1—' : ТН"'1 1 I'1 1—г1—'—Г 1—yV г-И

-3.4 -3.0 -2.0 -2.2 -1.8 -1.4 -1.0 -0.6 -0.2 0.2 0.6 1.0 1.4 1.8 2.2 26

Т10,

*4»

1 * М

. Ж JшЬ

' : ' : 1 ' ■ 1 : ; —1 1 1 1 1— i—н

50

2.50

50

50

-3.4 -3.0 -2,6 -2.2 -1.8 -1.4 -1.0 -0,6 -0.2 0.2 0.0 1.0 1.4 1.8 2.2 2.6

143Nd/144Nd

0,5133

0,5131

0,5129

0,5127

&

г.^Ь * ::гт; — I. =Ь — г+|Ц-И^

* « * 1—1 1 ■ -^F“ — 1 *

« *«

-3,4

-2,4

-1,4

-0,4

0,6

1,6

2,6

Рис. 8. Вдольосевые вариации петрохими-ческих, геохимических и изотопных параметров. Условные обозначения: 1 — вулканиты, в формировании которых участвовали щелочные расплавы 1-го типа, 2 — то же 2-го типа, 3 — то же 1-го и 2-го типов, 4 — высокообогащенные базальты, 5 — умеренно обогащенные базальты, 6 — деплетированные базальты, 7 — низконатровые базальты, 8 — положительные аномалии, 9 — отрицательные аномалии, 10 — линия средних значений.

1 712. 03 □ 4 05 -+- Б /\ 7 -'"■8 “ 10

Сколотнев С.Г. Природа многообразия вулканитов экваториальной части Срединно-Атлантического хребта

Третья аномалия связана с северным рифтом политрансформа Сан Паулу. Эта аномалия отличается большими значениями изотопов свинца: 206Pb/204Pb до 19,53 , 207Pb/204Pb до 15,62 , 208Pb/204Pb до 39,02 и меньшими стронция: 87Sr/86Sr до

0,702835 при (La/Sm)n до 2,05, K2O до 0,64% и 144Nd/143Nd до 0,51296. Эти изотопные параметры говорят об отсутствии здесь каких-либо доменов НКК или ЛКМ. В то же время в районе среднего и южного рифтов политрансформа Сан Паулу, а также непосредственно к югу от него распространены базальты с повышенным уровнем 144Nd/143Nd (до 0,513094).

Таким образом, домены вещества НКК широко распространены от южного интерсекта разлома Чейн до северной границы политрансформа Сан Паулу включительно, они проявляют себя не только в осевых зонах спрединга, но и во внут-риразломных условиях и располагаются в мантии, в которой присутствует вещество мантийного компонента HIMU.

Вдольосевые вариации концентраций K2O (рис. 7) и P2O5 дополнительно к изотопным данным выявляют еще одну аномалию, связанную с базальтами Зоны перегиба, при образовании которых решающую роль играли домены НКК. Эти вариации также оконтуривают крутые градиентные зоны вокруг Щелочного поднятия. Северная градиентная зона простирается на 30 км к северу до разлома Романш, включая район южного интерсекта этого разлома. Южная зона (около 40 км) достигает нетрансформного смещения на 0,6° с.ш. Небольшие по амплитуде аномалии значений K2O и P2O5 наблюдаются в районе северного и южного рифтов политрансформа Сан Паулу. В соответствии с изотопными данными в базальтах северного рифта принимает участие вещество компонента HIMU, а в базальтах южного рифта наряду с ним и вещество НКК. У базальтов северного рифта более высокие концентрации K2O при близких значениях P2O5. Поскольку вещество НКК не может быть дополнительным источником фосфора, то, очевидно, что плюмовый материал южного рифта изначально имел более низкие значения K2O/P2O5. Это, возможно, в случае, если данное проявление плюмового материала находится на поздних стадиях плавления, при этом на более ранних стадиях плавления его покинули более некогерентные элементы.

Вариации концентраций Na2O в толеитовых океанических базальтах есть следствие разных степеней частичного плавления мантии, они возрастают при уменьшении степени плавления, поэтому их нормированные значения (Na8) используются в качестве показателя степени частичного плавления, мощности коры, температуры мантии [Klein, Langmuir 1987]. Тренд усредненных значений Na2O в вулканитах относительно резко возрастает с юга до разлома Чейн (с 2,4 до 3%) (рис. 7), затем постепенно поднимается до начала южной градиентной зоны Щелочного поднятия (до 3,17%), после чего резко возрастает к центру Щелочного поднятия (до 3,89%) и несколько снижается к южной границе разломной зоны Романш (до 3,4%). Средние концентрации Na2O снова очень высоки в Зоне перегиба (до 3,72%) и резко снижаются к северной границе разломной зоны Романш (до 2,87%), после чего постепенно возрастают к центру сегмента Романш — Сан Паулу (до 3,06%), где резко поднимаются до 3,25%, и этот уровень держится до южной границы разломной зоны Сан Паулу. В самой разломной зоне в базальтах южного и среднего рифтов они резко возрастают до 3,59% и снижаются в северном рифте до 3,18%. На участках резкого возрастания средних концентраций Na2O, совпадающих с аномальными участками, выделенными по концентрациям K2O и P2O5, наблюдаются очень контрастные составы базальтов в отношении значений Na2O. Наряду с очень высоконатровыми разностями встречаются и базальты с очень низкими концентрациями Na2O (2,23—2,54%).

Таким образом, высокие концентрации Na2O в базальтах приэкваториальной части САХ имеют место на тех его участках, где в той или иной мере идет плавление доменов НКК: Щелочное поднятие и его градиентные зоны, Зона перегиба, северная часть сегмента Романш — Сан Паулу и разломная зона Сан Паулу. Следует также учитывать, что на этих участках носителями высоких концентраций Na2O могут быть и высокообогащенные базальты, связанные с расплавами 3-го типа. Поэтому совершенно очевидно, что применять величину Na8 в качестве показателя степени частичного плавления, температуры мантии и пр. для базальтов с высокими концентрациями Na2O в районе Приэкваториальной Атлантики некорректно, поскольку здесь имеются инородные дополнительные источники Na2O.

Это возможно только для деплетированных и слабообогащенных умеренно кальциевых и умеренно глиноземистых базальтов. Характер вдольосевых вариаций Na2O в таких базальтах на участках к югу от разлома Чейн, между разломом Чейн и границей южной градиентной зоны Щелочного поднятия и на сегменте Романш — Сан Паулу хорошо совпадает с выше описанными вариациями среднего уровня Na2O. На всех трех участках уровень концентраций Na2O (2,4—3,45%) существенно более высокий, чем у соответствующих базальтов других районов Южной и Центральной Атлантики. В районе Щелочного поднятия и его окрестностей, а также в политрансформе Сан Паулу уровень Na2O в подобных базальтах резко снижается по сравнению со средним уровнем, он ниже, чем на указанных выше участках. Эти наблюдения являются свидетельством того, что в районе Приэкваториальной Атлантики существуют относительно низкотемпературные условия в верхней мантии, приводящие к уменьшению степени частичного плавления базальтовых расплавов.

Описанный характер пространственного распределения значений Na2O свидетельствует о том, что их вариации в приэкваториальной части САХ не зависят от трансформного эффекта, производимого крупнейшими разломами Атлантики, каковыми являются Романш и Сан Паулу и следовательно эта система трансформных разломов в Экваториальной области, несмотря на их частоту и большие смещения вдоль них, не является причиной понижения мантийной температуры, о чем справедливо говорится в работах [Bonatti et al. 1993; Shilling et al. 1995]. Объяснение этому факту может быть найдено в том, что эффект трансформного разлома маскируется в этой области другими явлениями такими как плюмы горячей глубинной

Сколотнев С.Г. Природа многообразия вулканитов экваториальной части Срединно-Атлантического хребта

мантии, наличие блоков НКК и ЛКМ. Там, где влияние этих факторов ослаблено, как например, в южном интерсекте разлома Романш, там повышение концентраций Na2O и ТЮ2 происходит за счет эффекта трансформного разлома.

Требует своего объяснения и факт появления на участках распространения обогащенных и щелочных базальтов низконатровых расплавов в мантии, отличающейся пониженной температурой. Базальты, производные этих расплавов, также могут быть охарактеризованы как низкотитанистые и высокомагнезиальные. Совокупность этих признаков показывает, что первичные расплавы этих базальтов плавились при высокой степени частичного плавления мантии. Очевидно, что такие условия плавления в условиях термального минимума в мантии возможны при наличии дополнительных источников тепла.

Подобно натрию в процессах плавления ведет себя и умеренно некогерентный титан. И действительно график вдоль-осевых пространственных вариаций ТЮ2 близок к таковому для Na2O (рис. 7). Однако очень высокие концентрации этих элементов зависят от других причин, разных для Na2O и ТЮ2. Вулканиты с очень высокими концентрациями ТЮ2 приурочены к Щелочному поднятию и его градиентным зонам. Здесь же встречены и базальты с низкими концентрациями ТЮ2, которые более типичны для Зоны перегиба и южного рифта политрансформа Сан Паулу.

На двух сегментах рассматриваемой области за пределами аномальных участков, а именно на сегментах Романш — Сан Паулу и Чейн — Щелочное поднятие пространственные вариации состава базальтов отражают степень их дифференциро-ванности. Выделяются участки широкого распространения высокодифференцированных пород с повышенными концентрациями ТЮ2, Na2O и FeO и с пониженными МдО, СаО и АЬОз и наоборот участки концентрирования слабодифференцированных пород. Первые из них приурочены к небольшим поднятиям дна рифтовой долины амплитудой до 200 м, очевидно, что они являются локусами повышенной магматической продуктивности, связанной с заложением здесь коровых магматических камер. Примерно в центре сегмента Романш — Сан Паулу в районе широты 0,34° ю.ш. наблюдается крупное поднятие дна рифтовой долины высотой до 900 м, указывающее на локализацию в его пределах центра подосевого мантийного ап-веллинга. Это подтверждается и наличием здесь базальтов, характерных для центров апвеллинга, с повышенными концентрациями МдО, СаО и пониженными АЬОз. Подобные базальты в небольшом количестве встречаются в пределах аномальных участков. Очевидно, что центры плавления щелочных расплавов становятся и центрами подосевого апвеллинга.

Обсуждение результатов

Проведенный анализ состава, геохимии и изотопии базальтов, а также характера их пространственных вариаций обнаруживает два феномена, отличающих эту часть САХ от других районов Атлантики. Во-первых, это чрезвычайно пестрый состав вулканитов, включая и щелочные разности, слагающих так называемые аномальные участки. Во-вторых, это высокие концентрации Na2O в базальтах этой области, существенно превышающие таковые в аналогичных типах базальтов из других областей Центральной и Южной Атлантики.

Глубинность плавления базальтов. В пределах приэкваториальной части САХ выделяются 4 аномальные участка: наиболее крупное — Щелочное поднятие (небольшое поднятие на восточном плече рифта с центром на широте 0,07°ю.ш.) с градиентной зоной диаметром около 70 км, зона южного интерсекта разлома Чейн, рифты и массив Св. Петра и Павла политрансформа Сан Паулу и Зона перегиба разлома Романш (зона изменения простирания трансформа в районе 22,5°ю.ш.). Во всех этих районах преобладают обогащенные толеиты, встречаются щелочные базальты, а в районе Щелочного поднятия и массива Св. Петра и Павла — также и нефелин нормативные ультраосновные щелочные вулканиты. Как показывают геохимические данные, одной из причин многообразия составов вулканитов в районах аномальных участков является то, что плавление мантии под этими участками происходит на разных глубинных уровнях. Выделяются три основных уровня плавления. На самом глубоком уровне, соответствующем гранатовой фации глубинности (> 18 кбар), генерируются щелочные расплавы 1-го типа с отношением ^т^Ь)п > 6. На поверхности из таких расплавов кристаллизуются ультраосновные вулканиты. На самом мелком уровне в условиях шпинелевой фации глубинности плавятся малоглубинные деплетированные расплавы с ^т^Ь)п около 1, продукты кристаллизации которых базальты ^МОЯВ типа распространены в аномальных участках очень ограниченно. На уровне промежуточном между гранатовой и шпинелевой фациями глубинности формируются высокообогащенные расплавы 3-го типа с ^т^Ь)п = 2— 2,3. Эти промежуточные расплавы плавились из поднимающегося субстрата, в ходе подъема которого возрастала степень частичного плавления, что отразилось в уменьшении величин ^а^т)п (от 3,6 до 2).

Между разноглубинными расплавами происходит смешение. Из жидкостей, получившихся при смешении глубинных и промежуточных расплавов, формируются щелочные базальты. В то же время очевидно, что некоторые щелочные базальты Щелочного поднятия с ^т^Ь)п около 4 и ^а^т)п около 3,6 кристаллизовались из самостоятельных выплавок, генерированных на глубинах между глубинным и промежуточным уровнями глубинности. В соответствии с геохимическими и изотопными данными щелочные вулканиты ультраосновного и основного состава могут быть отнесены к О1В-типу вулканитов, являющихся характерными породами океанических островов вулканического происхождения. Из расплавов, получившихся при смешении малоглубинных и промежуточных расплавов, формируется целый ряд в различной степени обогащенных толеитовых базальтов, доминирующих в пределах аномальных участков. Они могут быть классифицированы как Р- и Т-МОЯВ типы.

Сколотнев С.Г. Природа многообразия вулканитов экваториальной части Срединно-Атлантического хребта

Характеристика мантийного субстрата. Изотопные и геохимические данные показывают, что плавящийся на разных глубинах мантийный субстрат под аномальными участками крайне неоднороден по составу. В разных базальтах в той или иной мере проявляются геохимические и изотопные черты мантийных компонентов HIMU, EM-2, DMM и четвертого компонента, характеризующегося высокими значениями 143Nd/144Nd, названного выше как высоконеодимовый. Анализ изотопного состава вулканитов позволил выделить 5 мантийных источников, смешение вещества которых определяет многообразие изотопного состава вулканитов:

1) деплетированная мантия. В чистом виде этот мантийный источник в изучаемой области практически нигде не обнаружен. Но компонент DMM присутствует как один из крайних членов в тех мантийных источниках, которые являются смесью различных мантийных компонентов;

2) мантийный источник, представляющий собой смесь в неизменной пропорции компонентов HIMU и DMM при преобладании первого. Этот источник генерирует высокообогащенные расплавы P-MORB типа, базальты связанные с ними, имеют относительно высокие значения 206Pb/204Pb, 207Pb/204Pb, 208Pb/204Pb при умеренных величинах 87Sr/86Sr и 143Nd/144Nd [Hart 1988, Hofman 1997, White, Hofmann 1982]. Геохимической особенностью компонента HIMU являются высокие концентрации Nb и Ta [Weaver et al. 1987]. Поэтому геохимическим индикатором степени участия компонента HIMU в плавящемся мантийном субстрате может выступать отношение (Nb/La)n в вулканитах. Оно максимально у высоко обогащенных базальтов P-MORB типа и постепенно снижается в сторону деплетированных базальтов, подтверждая наличие процессов смешения между промежуточными и малоглубинными расплавами. Этот мантийный источник широко распространен в плавящемся мантийном субстрате всех четырех аномальных участков;

3) смесь компонентов HIMU и DMM при преобладании последнего при незначительно меняющихся пропорциях. Его отличием от предыдущего мантийного источника является также слабая вариабельность отношения (La/Sm)n при значительных изменениях изотопных показателей. Этот источник распространен повсеместно, но доля компонента HIMU последовательно возрастает с юга на север;

4) мантийный источник, являющийся смесью в различных пропорциях компонентов HIMU, ЕМ-2 и DMM; он генерирует расплавы, из которых кристаллизуются ультраосновные фоидиты и некоторые щелочные базальты, имеющие по сравнению с высокообогащенными толеитами при тех же самых значениях 206Pb/204Pb более высокие отношения 87Sr/86Sr, более низкие 143Nd/144Nd, а некоторые разности — более высокие 207Pb/204Pb. Геохимически от обогащенных толеитов они отличаются более высокими отношениями (Ba/Nb)n, (Th/U)n и более низкими (Nb/La)n, свидетельствующими о том, что этот мантийный источник обогащен Ba, Th и La, что и характерно для мантийного компонента ЕМ-2 [Weaver et al. 1987]. Специфика состава щелочных вулканитов это очень низкие концентрации SiO2 и Al2O3 и высокие — TiO2, K2O, P2O5, CaO, FeO и MgO при умеренных значениях Na2O. Все эти особенности состава вулканитов могут быть объяснены более глубинными условиями плавления мантийного источника близкого по валовому составу к таковому для высокообогащенных толеитов. Однако очень высокие концентрации TiO2, K2O, P2O5 в этих вулканитах, возможно, отражают специфику валового состава этого субстрата. Геохимические и изотопные данные и характер пространственного распределения этого типа вулканитов позволили прийти к выводу, что мантийный компонент ЕМ-2 представлен блоками метасоматизированной литосферной континентальной мантии. Эти блоки широко развиты под Щелочным поднятием и зоной южного интерсекта разлома Чейн, в меньшей мере в районе политрансформа Сан Паулу, их нет под Зоной перегиба. Очевидно, что они присутствуют в мантии на самом глубинном уровне плавления, но, судя по тому, что деплетированные базальты зоны южного интерсекта разлома Чейн также имеют сдвиг изотопных параметров в сторону компонента ЕМ-2, эти блоки могут находиться и на малоглубинном уровне плавления. Возможно, именно наличие этих блоков и вызывает плавление мантийного субстрата с наибольшим содержанием компонента HIMU на большем глубинном уровне, поскольку метасо-матизированная ЛКМ может служить дополнительным источником флюидов, снижающих температуру солидуса.

5) мантийный источник, представляющий собой смесь в различных пропорциях компонентов HIMU, DMM и высоконеодимового компонента, иногда при участии ЕМ-2. Базальты, связанные с этим источником, а среди них имеются и щелочные базальты, и в разной степени обогащенные толеиты, и деплетированные базальты выделяются повышенными 143Nd/144Nd и пониженными 206Pb/204Pb и 207Pb/204Pb при тех же самых значениях 87Sr/86Sr, их геохимическими особенностями являются пониженные концентрации Th и Ba, что проявляется в более низких значениях (Ba/Nb)n и (Th/Ba)n при тех же самых значениях (La/Sm)n. О присутствии компонента, характеризующегося низкими концентрациями Ba и аномально низкими — Th относительно N-MORB базальтов, на сегменте САХ между разломами Чейн и Романш также говорится в статье [Hannigan et al. 2001]. Наиболее ярким представителем пород, связанных с этим источником, являются базальты Зоны перегиба, плавившиеся на промежуточном глубинном уровне. Их состав, характеризующийся очень высокими концентрациями Na2O и Al2O3 и низкими — TiO2, P2O5, CaO, FeO и MgO, во многом контрастирует с таковым у щелочных пород, являющихся производными предыдущего мантийного источника, и, таким образом, в значительной степени отражает состав своего мантийного источника. Гео-петрохимические характеристики этого субстрата позволили сделать предположение, что он представлен блоками нижней континентальной коры (НКК), которая по данным работы [Rudnick, Gao 2003] в значительной мере состоит из плагиоклаза.

Сколотнев С.Г. Природа многообразия вулканитов экваториальной части Срединно-Атлантического хребта

Помимо Зоны перегиба блоки НКК участвуют в плавлении базальтов под Щелочным поднятием, в разломной зоне политрансформа Сан Паулу и к югу от нее. Высоконатровые низкокальциевые вулканиты не обнаружены в районе южного интерсекта разлома Чейн, хотя некоторые базальты из этого района характеризуются повышенными значениями изотопного отношения 143Nd/144Nd при данных значениях 87Sr/86Sr. Очевидно, что в этом районе имеются домены НКК, но со своей спецификой состава. По аналогии с блоками ЛКМ присутствие и участие в процессах плавления блоков НКК в Приэкваториальной Атлантике можно ожидать на всех уровнях плавления.

Природа мантийного компонента HIMU в экваториальной Атлантике. Наиболее общепринятая точка зрения о природе мантийного компонента HIMU заключается в том, что он представляет вещество плюмов горячей глубинной мантии, поднимающихся в большинстве случаев с границы ядро — мантия [Hart 1988; Hofman 1997; White, Hofmann 1982]. Области плюмовой активности на океаническом дне представлены высокими и обширными поднятиями, сформировавшимися в результате высокой продуктивности магматизма (например, Азорское поднятие). Ничего подобного нет в Приэкваториальной Атлантике, проявления вулканитов с характеристиками мантийного компонента HIMU здесь незначительные, они не образуют или образуют очень невыразительные мелкие поднятия. Поэтому говорить о самостоятельном плюме глубинной мантии в этом районе нет оснований. Следует отметить, что такие мелкие проявления базальтов, несущие признаки компонента HIMU, нередки в осевой зоне САХ и их происхождение до сих пор остается нерешенной проблемой [Schilling 1991; Sleep 1992]. Относительно природы таковых в Приэкваториальной Атлантике высказано несколько точек зрения.

В работах Н.М. Сущевской и др. [Сущевская и др. 1994, 1995, 2002] проводится точка зрения о том, что источником щелочных и обогащенных расплавов в этом районе являются блоки метасоматизированной мантии, возникшие на границе континент-океан на ранней стадии раскрытия Южной Атлантики под действием плюма Св. Елены. В настоящей работе данная точка зрения оспаривается по двум причинам. Во-первых, между областью локализации плюма Св. Елены (в настоящее время вблизи острова Св. Елены) и Экваториальным сегментом Атлантики имеется коридор между разломами Вознесения и Шарко, где распространены только деплетированные базальты [Fontignie, Schilling 1996, Schilling et al. 1994]. Таким образом, имеется ничем не объяснимая брешь в распространении возможных доменов метасоматизированной океанической мантии. Во-вторых, повсеместно в приэкваториальной части САХ, где распространены OIB вулканиты и базальты P-MORB типа, имеются указания на присутствие в верхней мантии источников дополнительного тепла. Это, во-первых, наличие базальтов высоких степеней частичного плавления во внутриразломных зонах крупных трансформов, т.е. там, где доминируют низкие температуры верхней мантии. Во-вторых, центры плавления щелочных расплавов становятся и центрами подосевого мантийного апвеллинга, поскольку создают вокруг себя в мантии зоны повышенных температур. Холодное вещество древней мантии не может быть дополнительным источником тепла, но им могут быть относительно молодые плюмы глубинной мантии.

Дж Шиллинг и др. [Schilling et al. 1994] предполагают, что астеносферная мантия в Приэкваториальной Атлантике на ранних стадиях ее раскрытия была заражена жилами и более крупными скоплениями вещества с характеристиками мантийного компонента HIMU под действием плюма Фернанду ди Норонья. Жильные проявления обуславливают фоновое заражение мантии в этой области веществом компонента HIMU. Как было показано выше, этот мантийный метасоматоз скорее произошел под действием более близкого плюма Сьерра Леоне. В соответствии с Дж. Шиллинг и др. плавление более крупных скоплений этого вещества (блобов) приводит к генерации высокообогащенных и щелочных расплавов. Выше было показано, что у базальтов, возникших при плавлении мантии, претерпевшей жильный метасоматоз, наблюдается рассогласование между геохимическими и изотопными параметрами, проявляющееся в том, что при увеличении в них значений изотопных отношений нет роста отношения (La/Sm)n, и этим они отличаются от щелочных и обогащенных базальтов, у которых происходит коррелятивный рост этих параметров. Это означает, что крупные скопления (по Дж. Шиллингу и др.) должны иметь другой механизм и другое время образования, чем жильные выделения этого вещества. Следовательно, представления Дж. Шиллингу с соавторами не могут быть полностью применимы для объяснения появления в Приэкваториальной Атлантике вулканитов, имеющих вклад компонента HIMU.

Автором ранее [Сколотнев 2013] было обращено внимание на то, что небольшие проявления плюмового материала на пространстве от разлома Зеленого Мыса (около 15° с.ш.) до нетрансформного смещения Мартин Вас (около 20° ю.ш.), располагаются вдоль оси САХ достаточно регулярно с периодом 400—650 км (рис. 8). Так в Приэкваториальной Атлантике расстояние между аномалией 1,7° с.ш. [Shilling et al. 1994] и южным рифтом политрансформа Сан Паулу около 550 км, далее до Зоны перегиба — 450 км, от нее до Щелочного поднятия — 650 км, от последнего до зоны южного интерсекта разлома Чейн — 400 км и далее до следующего аномального участка — 400 км. Таким образом, существует регулярный механизм, связанный с подосевым астеносферным апвеллингом, поставляющий обогащенный материал с характеристиками компонента HIMU в зону магмогенерации под гребневой частью САХ. Сделано предположение, что вдоль осевой зоны спрединга САХ в верхней мантии существует система цилиндрических конвективных ячеек средним диаметром 450—550 км. Восходящая ветвь астеносферной мантии, проходящая по оси цилиндра, либо увлекает с собой сгустки (блобы) обогащенного материала с подошвы верхней мантии, либо инициирует зарождение струи вещества с

Сколотнев С.Г. Природа многообразия вулканитов экваториальной части Срединно-Атлантического хребта

подошвы верхней мантии вверх (рис. 9). Дан ные проявления обогащенного материала могут быть квалифицированы как микроплюмы глубинной мантии, идущие с подошвы верхней мантии.

Рис. 8. Распространение обогащенных базальтов в Центральной, Экваториальной и Южной Атлантике. Белые квадраты — места обнаружения обогащенных базальтов.

Рис. 9. Модель формирования микроплюмов состава HIMU+DMM. Условные обозначения: 1 — осевые плоскости цилиндрических конвективных ячеек, 2 — резервуар компонента Н1Ми, 3 — блобы и 4 — струи с веществом компонента Н1Ми, инициированные для движения вверх течениями в астеносфере.

Базальты, которые связаны с поздними этапами плавления поднявшегося блоба плюмового материала, слабо обогащены гигромагматофильными элементами (например La и K), поскольку последние частично покинули плюмовое вещество на более ранних этапах его плавления, и соответственно более обогащены менее некогерентными элементами (например Ti, Na, P). Примером таких базальтов являются базальты южного рифта из политрансформа Сан Паулу. Эти высокофосфористые (P2O5 до 0,34%) базальты имеют сравнительно низкие концентрации K2O (0,12—0,33%) и значения (La/Sm)n (0,4—0,9) для данного уровня P2O5.

Происхождение блоков НКК и ЛКМ в экваториальной Атлантике. Не менее сложно объяснить и то, каким образом домены НКК и ЛКМ оказались в астеносферной мантии Приэкваториальной Атлантики. Фрагменты НКК и ЛКМ рекогносцируются в астеносферной подокеанской мантии под окраинно-океаническими тектоно-вулканическими поднятиями, такими как Азорские острова или острова Зеленого Мыса по результатам расшифровки изотопных и геохимических параметров вулканитов, слагающих эти поднятия. По мнению, изложенному в работах [Ho-erlne et al. 1991; Doucelance et al. 2003], эти фрагменты попадают в океанскую мантию на стадии рифтинга праконтинента (Гондваны), предшествующей спредингу, в результате тектонической деламинации континентальной литосферы. Известно [Nurnberg, Muller 1991], что континентальный блок Экваториального сегмента Атлантики раскрылся позже прилегающих к нему областей Центральной и Южной Атлантики. С нашей точки зрения, фрагменты континентальной литосферы именно этого континентального блока и проникли в астеносферную мантию океана на стадии его раскола и на ранних стадиях раскрытия океана. Этот барьер из континентальной литосферы между уже раскрывшимися Центральной и Южной Атлантиками был связан с очень холодной литосферой Западно-Африканского архей-протерозойского кратона, имеющего очень глубокие корни (до 400 км) [Jordan 1988] (рис. 10).

Рис. 10. Модель раскрытия Атлантики в приэкваториальной части на период 100-118 млн. лет назад. Условные обозначения: 1 — осевые зоны спрединга, 2 — направление спрединга, 3 — сдвиги, 4 — блок холодной литосферы, 5 - участки актуального и потенциального взаимодействия между континентальной литосферой и астеносферной мантией. Построена в соответствии с [Nurnberg, Muller 1991; Бонатти 1996].

Сколотнев С.Г. Природа многообразия вулканитов экваториальной части Срединно-Атлантического хребта

Восходящий астеносферный поток на контакте с этим холодным блоком охлаждался, порождая мелкомасштабную конвекцию [Nyblade, Pollack 1993]. Именно эти конвективные течения, поперечные к этому контакту, осуществляли тектоническую эрозию, вырывая блоки континентальной литосферы и деламинируя их, с последующим вовлечением этих блоков в конвектируемую океанскую астеносферу, которой они поставляются к зоне подосевого апвеллинга (рис. 11).

2

о

(О

I

о

■'tf

С

Праразлом

Романш

Нижняя

континентальная кора (НКК)

Литосферная континентальная мантия (ЛКМ)

/

Проградация

океанического

спрединга

Ю

Конвектируемая мантия

1 О 2

3 <14

Рис. 11. Модель тектонического вхождения блоков континентальной литосферы в океанскую мантию. Условные обозначения: 1 — направление течений в астеносфере, 2 — мелкомасштабная конвекция, 3 — блоки НКК, 4 — блоки ЛКМ.

Эта точка зрения хорошо согласуется с пространственным распределением доменов НКК, которое устанавливается по характеру вдольосевых вариаций концентраций Na2O и TiO2 и изотопных отношений в базальтах. Они показывают, что плагиоклазовые домены концентрируются в зонах разломов Романш и Сан Паулу и у их южных границ. Действительно, эти разломы ограничивали террейн континентальной литосферы с юга, и с южного направления вблизи них происходило воздействие горячей астеносферы на холодную континентальную литосферу Экваториального сегмента Атлантики. Тектонически вырванные фрагменты континентальной литосферы в этом случае также концентрировались на границе, каковой являлись эти разломы, и непосредственно к югу от них. На южной стороне разлома Романш воздействие астеносферы происходило, начиная еще с предраскольной стадии этого сегмента, продолжаясь и на ранних стадиях его раскрытия. На южной стороне разлома Сан Паулу это воздействие происходило лишь на стадии раннего раскрытия. Поэтому вблизи разлома Романш доменов больше, чем вблизи разлома Сан Паулу. С другой стороны, Щелочное поднятие это место локализации микроплюма глубинной мантии. Можно ожидать, что наличие здесь горячего плюмового материала способствует плавлению холодного вещества континентальной литосферы.

Природа термального минимума верхней мантии. Другим феноменом этого региона является термальный минимум верхней мантии, описанный в работах [Bonatti et al. 1993; Bonatti 1996; Shilling et al. 1995]. По особенностям состава минералов в перидотитах из этой области Э. Бонатти установил, что температура мантии в Экваториальтной Атлантике ниже на 150° температуры соседних мантийных областей. Этот исследователь связывает появление термального минимума с даунвеллингом астеносферы вблизи экватора. Даунвеллинг возник в результате длительного охлаждения мантии на контакте с холодной литосферой на предраскольной и ранней стадиях раскрытия континентального блока Экваториального сегмента и в дальнейшем поддерживался за счет ротационных сил, возникающих при вращении Земли.

С точки зрения Дж. Шиллинга и др. [Shilling et al. 1995] в данном регионе в верхней мантии располагается крупный инородный блок более холодной мантии, охлаждающий астеносферу. Действительно, в соответствии с сейсмотомогра-фическими построениями в верхней мантии этой части Атлантики устанавливается область высоких скоростей, которая по мнению [Sichel et al. 2008] обусловлена наличием здесь холодного слэба субдуцированной океанической литосферы.

Как говорилось выше, важным индикатором термального минимума в верхней мантии этого региона, является широкое развитие высоконатровых базальтов. Они выделены Н.М. Сущевской с коллегами [Сущевская и др. 2002] в особый тип толеитов Na-ТОР, свойственный для районов Мирового океана, характеризующихся пониженной температурой верхней мантии, что приводит к понижению степени частичного плавления.

Таким образом, топография области термального минимума устанавливается, прежде всего, по вдольосевым вариациям концентраций Na2O в базальтах. В работе [Shilling et al. 1995] приводится вдольосевой профиль нормированных значений концентраций Na2O в базальтах — Na8 и делается вывод о постоянном нарастании этого параметра от нетрас-формного смещения 2,33° ю.ш. до северной границы разлома Сан Паулу, в независимости от положения крупных

Сколотнев С.Г. Природа многообразия вулканитов экваториальной части Срединно-Атлантического хребта

трансформов Романш и Сан Паулу. На севере область термального минимума резко обрывается, ограничиваясь сферой активности плюма Сьерра Леоне. Однако выше было показано, что использование значений Na2O выше, чем 3,45%, некорректно, поскольку в этом районе САХ очень высокие концентрации этого элемента в базальтах обусловлены участием в плавлении их исходных расплавов вещества дополнительных высоконатровых источников, чужеродных для депле-тированной мантии. Это с одной стороны, домены НКК, а, с другой стороны, материал микроплюмов глубинной мантии.

Если оперировать только со значениями Na2O меньшими, чем 3,45%, то вдольосевые вариации средних значений Na2O убедительно показывают (см. выше), что они тесно связаны с пространственным распределением доменов НКК. Это наблюдение дает нам основание утверждать, что природа термального мантийного минимума в Приэкваториальной Атлантике обусловлена наличием в мантии большого количества холодных доменов континентальной литосферы, связанных своим происхождением с очень холодной литосферой континентального блока Экваториального сегмента Атлантики. Наличие холодных доменов и производит охлаждающий эффект на астеносферную мантию, поддерживая ее пониженную температуру в этом регионе, установившуюся таковой еще на ранних стадиях расхождения этой части Атлантики.

Эта точка зрения расходится и со взглядами Э. Бонатти, и со взглядами Дж. Шиллинга и др. на происхождение термального минимума, но более соответствует реальным фактам. Возможно, все три выше указанных фактора совместно приводят к появлению термального мантийного минимума в Приэкваториальной Атлантике: ее насыщенность холодными доменами континентальной литосферы, наличие в ней древнего субдуцированного слэба и приэкваториальный даун-веллинг астеносферы. Несоменно, свою лепту в этот процесс могут вносить и трансформные разломы с очень большими оффсетами: Романш и Сан Паулу, хотя этот фактор замаскирован действием более мощных факторов. Тем не менее, отдельные проявления эффекта трансформного разлома зафиксированы. В частности, базальты южного интерсекта разлома Романш при прочих равных условиях обнаруживают по сравнению с базальтами более удаленного Щелочного поднятия более высокие концентрации Na2O и ТЮ2.

О суперпозиции факторов, обуславливающих многообразие состава вулканитов.

Наибольшая пестрота составов вулканитов обнаруживается под Щелочным поднятием и его градиентными зонами, где астеносферная мантия насыщена блоками НКК и ЛКМ и блобами горячего плюмового материала, что приводит к чрезвычайной гетерогенности мантийного субстрата (рис. 12). Все перечисленные неоднородности наряду с астеносферной мантией участвуют в процессах плавления и вносят свой вклад в состав вулканитов. Конкретный состав последних зависит от того какая доля того или иного источника вовлекается в плавление, и в каких пропорциях смешиваются полученные таким способом расплавы. Но наличие скоплений инородного по отношению к деплетированной мантии вещества влияет и на условия плавления. Блоки НКК понижают температуру мантии во всей области Приэкваториальной Атлантики и тем самым уменьшают степень ее частичного плавления. Благодаря этому обнаруживает себя повсеместная зараженность деплетированной мантии незначительным количеством вещества с изотопными характеристиками компонента Н1Ми, но обедненного некогерентными элементами. Блобы горячего плюмового материала, напротив, повышают температуру мантии, но локально, увеличивая степень частичного плавления, и, по-видимому, именно благодаря этому вещество блоков НКК включается в процесс плавления.

20 км

А

Рис. 12. Модель гетерогенной мантии под осевой частью САХ к югу от разлома Романш. Условные обозначения: 1 — микроплюм, 2 — основные зоны магмогенерации, 3 — блоки НКК, 4 — блоки ЛКМ, 5 — расплавы. Кроме микроплюма, все показано вне масштаба.

і

2

3

4

Сколотнев С.Г. Природа многообразия вулканитов экваториальной части Срединно-Атлантического хребта

Наличие на большой глубине блоков ЛКМ вызывает более глубинное плавление плюмового материала. Плюмовая активность в районе, даже будучи слабой, в форме микроплюмов, дезорганизуют подосевой мантийный апвеллинг. Центры плавления плюмового материала как области более горячей мантии становятся центрами апвеллинга астеносферной мантии, о чем свидетельствуют встречающиеся здесь базальты с петрохимическими признаками высоких степеней частичного плавления: низкие концентрации Na2O и ТЮ2 и высокие — СаО и МдО. Тем не менее, на самом длинном сегменте между разломами Романш и Сан Паулу, где отсутствует плюмовая активность, центр подосевого апвеллинга хорошо выражен как в составе базальтов, так и в рельефе рифтовой долины, где на этом месте (0,34° ю.ш.) наблюдается поднятие до 900 м высотой. В рифтовых долинах имеются и менее амплитудные подъемы дна высотой до 200 м. Судя по тому, что к ним приурочены высоко дифференцированные базальты, они фиксируют местоположение коровых магматических камер.

Выводы

1. В приэкваториальной части САХ имеются три основных уровня глубинности частичного плавления верхней мантии. На самом глубинном уровне в условиях гранатовой фации глубинности генерируются расплавы типа 01В с ^т^Ь)п > 6, на самом высоком уровне в условиях шпинелевой фации глубинности плавятся деплетированные расплавы ^МОЯВ типа с ^т^Ь)п около 1, на промежуточном между ними уровне формируются обогащенные толеито-вые расплавы Р-МОЯВ типа с ^т^Ь)п = 2—2,3. Эти расплавы изливаются не только в чистом виде, но и смешиваются между собой в различных пропорциях.

2. Плавящийся мантийный субстрат под Экваториальной Атлантикой отличается чрезвычайной гетерогенностью. Де-плетированная мантия повсеместно заражена небольшими порциями вещества с изотопными характеристиками компонента Н1Ми, но в геохимическом плане, обедненного некогерентными элементами. Выделяются 4 аномальные участка: небольшое поднятие с центром на широте 0,07° ю.ш. (Щелочное поднятие) и его окрестности, зона южного интерсекта разлома Чейн, рифты и массив Св. Петра и Павла политрансформа Сан Паулу и участок изменения простирания разлома Романш в районе 22,5° ю.ш. (Зона перегиба), где деплетированная мантия содержит блоки и блобы инородного вещества.

3. Блобы, вещество которых представляет собой смесь мантийных компонентов DMM и Н1Ми, производящие высоко обогащенные расплавы Р-МОЯВ типа, продукты кристаллизации которых выделяются наиболее высокими значениями 206РЬ/204РЬ, 207РЬ/204РЬ и 208РЬ/204РЬ при умеренных величинах 87^г/8^г и 143Nd/144Nd и наиболее высокими ^ЬДа)п при умеренных ^а^т)п наиболее распространены в изученном регионе. Обосновывается точка зрения, что блобы — это микроплюмы глубинной горячей мантии, поднимающиеся с подошвы верхней мантии.

4. Диагностируются блоки, сложенные веществом мантийного компонента ЕМ-2. Щелочные вулканиты ультраосновного и основного состава 01В-типа, в плавлении которых участвовали эти блоки, при тех же самых значениях 206РЬ/204РЬ имеют более высокие отношения 87^г/8^г, более низкие 143Nd/144Nd, а некоторые разности — более высокие 207РЬ/204РЬ, а геохимически выделяются более высокими отношениями (Ва^Ь)п, (^/и)п и более низкими ^ЬДа)п при тех же самых значениях ^а^т)п. Предполагается, что эти блоки представляют собой фрагменты метасоматизированной литосферной континентальной мантии, попавшие в океанскую мантию в результате тектонической эрозии континентальной литосферы Экваториального сегмента Гондваны под действием конвективных течений океанской астеносферы.

5. К числу инородных блоков также относится высоконеодимовый компонент, сложенный веществом, характеризующимся высокими содержаниями Na20, А12О3, пониженными — СаО, ТЮ2 и Fe0, низкими значениями (Ва^Ь)п и (^/Ва)п и высокими 143Nd/144Nd и пониженными 206РЬ/204РЬ и 207РЬ/204РЬ при умеренных значениях 87^г/8^г. Сделано предположение, что эти блоки представляют собой фрагменты нижней континентальной коры, преимущественно сложенные плагиоклазом, оказавшиеся в мантии Приэкваториальной Атлантики сходным образом с блоками ЛКМ.

6. Происхождение очень высоконатровых пород ^а20 > 3,45%), широко распространенных в этой области, связано с плавлением плюмового материала и вещества высоконеодимового источника. Повышенный уровень Na20 в других базальтах Приэкваториальной Атлантики в сравнении с аналогичными базальтами Южной и Центральной Атлантики обусловлен низкими степенями частичного плавления мантии в Приэкваториальной Атлантике вследствие термального минимума, характерного для нее и связанного с наличием в ней холодных блоков континентальной литосферы.

7. Реальное многообразие типов вулканитов и сложность их пространственных взаимоотношений обусловлены суперпозицией нескольких процессов: подосевого мантийного апвеллинга, подъема микроплюмов горячей глубинной мантии, включения в процессы плавления блоков континентальной литосферы и смешения разноглубинных расплавов.

8. Помимо непосредственного вещественного вклада в состав вулканитов различные мантийные источники влияют на их состав, изменяя условия плавления. Блоки континентальной литосферы производят общее охлаждение верхней мантии, приводя к низким степеням ее плавления, блобы горячей мантии локально повышают температуру мантии, способствуя плавлению холодных блоков континентальной литосферы и дезорганизуя подосевой апвеллинг, перехватывая его центры, блоки метасоматизированной континентальной мантии вызывают более глубинное плавление плюмового материала.

Сколотнев С.Г. Природа многообразия вулканитов экваториальной части Срединно-Атлантического хребта

ЛИТЕРАТУРА

1. Бонатти Э. Происхождение крупных разломных зон, смещающих Срединно-Атлантический хребет / /

Геотектоника. 1996. № 6. С. 5 — 16.

2. Кашинцев Г.Л., Шрейдер А.А., Максимочкин В.И., Булычев А.А., Гилод Д.А. Транстенсия и щелочной

магматизм разлома Романш, Атлантика / / Геотектоника. 2008. № 4. С. 85 — 92.

3. Магматические горные породы / Ред. О.А. Богатиков. М.: Наука, 1983. 365 с.

4. Пейве А.А. Структурно-вещественные неоднородности, магматизм и геодинамические особенности Ат-

лантического океана. М.: Научный мир. 2002. Труды ГИН РАН. Вып. 548. 277 с.

5. Пущаровский Ю.М., Бонатти Э., Разницин Ю.Н., Мазарович А.О., Сколотнев С.Г., Турко Н.Н. Новые

данные о строении и вещественном составе районов пересечения разломов Романш и Чейн с рифтовой долиной // ДАН. 1993. Т. 329. № 1. С. 75 — 79.

6. Сколотнев С.Г. Новые данные об изотопии базальтов Срединно-Атлантического хребта из района разло-

мов Архангельского и Сьерра Леоне (Центральная Атлантика) / / Доклады РАН, в печати.

7. Сущевская Н.М., Бонатти Э., Пейве А.А., Каменецкий B.C., Беляцкий Б.В., Цехоня Т.И., Кононкова Н.Н.

Г етерогенность рифтового магматизма приэкваториальной провинции Срединно-Атлантического хребта (15° с.ш. — 3° ю.ш.) / / Геохимия. 2002. № 1. С. 30 — 56.

8. Сущевская Н.М., Пейве А.А., Сколотнев С.Г., Кононкова Н.Н., Колесов Г.М. Природа рифтового вулка-

низма района разломов Романш-Чейн (Экваториальная Атлантика) / / Геохимия. 1994. № 2. С. 223 — 238.

9. Сущевская Н.М., Пейве А.А., Цехоня Т.И., Сколотнев С.Г., Кононкова Н.Н. Петрология и геохимия магма-

тизма активных частей разломов Романш, Сан-Паулу и сопряженных с ними частей САХ / / Геохимия. 1995. № 5. С. 697-719.

10. Bijwaard H., Spakman W., Engdahl E.R. "Closing the Gap Between Regional and Global Travel Time Tomogra-

phy." J. Geophys. Res. 103.B12 (1998): 30055 — 30078.

11. Bonatti E. "Anomalous Opening of the Equatorial Atlantic Due to an Equatorial Mantle Thermal Minimum."

EPSL 143 (1996): 147—160.

12. Bonatti E., Raznitsin Yu., Bortoluzzi G., Boudillon F., Argenio G., De Alterias G., Gasperini L., Giaquinto G., Ligi

M., Lodollo E., Mazarovich A., Peyve A., Succi M., Skolotnev S., Trofimov V., Turko N., Zacharov M., Auzende J.M., Mamaloucas-Fragoulis V., Searl R.C. "Geological Studies of the Eastern Part of the Ro-manche Transform (Equatorial Atlantic): A First Report." Giornale di Geologia 53.2 (1991): 31—48.

13. Bonatti E., Seyler M., Sushevskaya N.M. "A Cold Suboceanic Mantle Belt at the Earth Equator." Science 261

(1993): 315 — 320.

14. Doucelance R., Escrig S., Moreira M., Gariepy C., Kurz M.D. "Pb Sr He and Trace Element Geochemistry of the

Cape Verde Archipelago." Geochim. Cosmochim. Acta 67 (2003): 3717—3733.

15. Fontignie D., Schilling J.G. "Mantle Heterogeneities Beneath the South Atlantic: A Nd-Sr-Pb Isotope Study Along

the Mid-Atlantic Ridge (3°S—46°S)." EPSL 142 (1996): 109 — 121.

16. Gasperini L., Bonatti E., Brunelli D., Carrara G., Cipriani A., Fabretti P., Gilod D., Ligi M., Peyve A., Skolotnev S.,

Susini S., Tartarotti P., Turko N. "New Data on the Geology of the Romanche F.Z., Equatorial Atlantic: PRIMAR-96 Cruise Report." Giornale di Geologia 59.1 (1997): 3 — 18.

17. Hannigan R.E., Basu A.R., Teichmann F. "Mantle Reservoir Geochemistry from Statistic Alanalysis of ICP-MS

Trace Element Data of Equatorial Mid-Atlantic MORB Glasses." Chem. Geol. 175 (2001): 397 — 428.

18. Hart S.R. "Heterogeneous Mantle Domains: Signatures, Genesis and Mixing Chronologies." EPSL 90.3 (1988):

273 — 296.

19. Hekinian R., Juteau T., Gracia E., Udintsev G., Sichler B., Sichel S.E., Apprioual R. "Submersible Observations of

Equatorial Atlantic Mantle: the St. Paul Fracture Zone Region." Marine Geophys. Res. 21 (2000): 529 — 560.

20. Hoerlne K., Tilton G., Schminke H U. "Sr-Nd-Pb Isotopic Evolution of Gran Canaria: Evidence for Shallow En-

riched Mantle Beneath the Canary Islands." EPSL 106 (1991): 44 — 64.

21. Hofman A.F. "Mantle Geochemistry: Message from Oceanic Volcanism." Nature 385 (1997): 219 — 229.

22. Jaques A.L., Green D.H. "Anhydrous Melting of Peridotite at 10-15 kb Pressure and the Genesis of Tholeiitic Bas-

alts." Contrib. Mineral. Petrol. 73.3 (1980): 287—310.

23. Jordan T.H. "Structure and Formation of the Continental Tectonosphere." Journ. Petrol. Special Issue (1988): 11 —

37.Kamenetsky V., Maas R., Sobolev A., Sushchevskaya N., Eggins S. Skolotnev S. "Unique Glasses and Melt Inclusions from the Equatorial Atlantic: A New 'Hot Spot' in a Cold Suboceanic Mantle?" EGS-AGU-EUG Joint Assembly, Abstracts from the Meeting Held in Nice, France, 6 — 11 April 2003. vol. 5, pp. EAE03-A-02401, abstract # 2401. SAO/NASA ADS Physics Abstract Service. Apr. 2003. Web. <http://adsabs.harvard.edu/abs/2003EAEJA 2401K>.

Сколотнев С.Г. Природа многообразия вулканитов экваториальной части Срединно-Атлантического хребта

25. Klein E.M., Langmuir Ch.H. "Global correlations of ocean ridge basalt chemistry with axial depth and crustal

thickness." Journ. Geophys. Res. 92.B8 (1987): 8089 — 8115.

26. Langmuir Ch.H., Bender J.F. "The Geochemistry of oceanic Basalts in the Vicinity of Transform Faults: Observa-

tions and Implications." EPSL 69 (1984): 107—127.

27. Lin J., Purdy G.M., Schouten H., Sempere J. C., Zervas C. "Evidence from Gravity Data for Focused Magmatic

Accretion Along the Mid-Atlantic Ridge." Nature 344 (1990): 627—632.

28. Mcdonough W.F., Sun S.S. "The Composition of the Earth." Chem. Geol. 120 (1995): 223 — 253.

29. Melson W.G., Hart S.R., Thompson G. "St. Paul's Rocks Equotarial Atlantic: Petrogenesis, Radiometric Ages and

Implications on Seafloor Spreading." Mem. Geol. Soc. Am. 132 (1972): 241 — 272.

30. Niu Y.L., Batiza R. "Magmatic Processes at a Slow Spreading Ridge Segment: 26°S Mid Atlantic Ridge." Journ.

Geophys. Res. 99.B10 (1994): 19719 — 19740.

31. Niu Y., O'Hara M.J. "MORB Mantle Hosts the Missing Eu (Sr, Nb, Ta and Ti) in the Continental Crust: New Per-

spective on the Crustal Growth, Crust-Mantle Differentation and Chemical Structure of Oceanic Upper Mantle." Lithos. 112 (2009): 1 — 17.

32. Nurnberg D., Muller R.D. "The Tectonic Evolution of the South Atlantic from Late Jurassic to Present." Tectono-

physics. 191 (1991): 27—53.

33. Nyblade A.A., Pollack H.N. "A Comparative Study of Parameterized and Full Thermal-Convection Models in

the Interpretation of Heat Flow From Cratons and Mobile Belts." Geophys. Journ. Int. 113 (1993): 747 — 751.

34. Regelous M., NiuYa., Abouchami W., Castillo P.R. "Shallow Origin for South Atlantic Dupal Anomaly from Lower

Continental Crust: Geochemical Evidence from the Mid-Atlantic Ridge at 26°S." Lithos. 112 (2009): 57 — 72.

35. Roden M.K., Hart S.R., Frey F.A., Melson W.G. "Sr, Nd and Pb isotopic and REE Geochemistry of St. Paul's

Rocks: Equotarial Atlantic: the Metamorphic and Metasomatic Development of An Alkali Basalt Mantle Source." Contrib. Miner. Petrol. 83.4 (1984): 376 — 390.

36. Rudnick R.L., Gao S. "Composition of the Continental Crust." The Crust, Treatise in Geochemistry. 3 (2003): 1 — 64.

37. Sandwell D.T., Smith W.H.F. "Marine Gravity Anomaly from Geosat and ERS-1 Satellite Altymetry." J. Geophys.

Res. 102.B5 (1997): 10039 — 10054. Web. <ftp://topex.ucsd.edu/pub/>.

38. Schilling J.G., Thompson G., Kingsley R., Humphris S. "Hotspot-Migrating Ridge Interaction in the South Atlan-

tic." Nature 313 (1985): 187—191.

39. Schilling J.G. "Fluxes and Excess Temperatures of Mantle Plumes Inferred from Their Interaction with Migrating

Ridges." Nature 352 (1991): 397—403.

40. Schilling J., Hanan B., McCulli B., Kingsley R.H., Fontignie D. "Influence of the Sierra Leone Mantle Plume on the

Equatorial Mid-Atlantic Ridge: A Nd-Sr-Pb Isotopic Study." J. Geoph. Res. 99.B6 (1994): 12005 — 12028.

41. Schilling J.-G., Ruppel C., Davis A.N., McCully B., Tghe S.A., Kingsley R.H., Lin J. "Thermal Structure of the

Mantle Beneath the Equatorial Mid-Atlantic Ridge: Influences from the Spatial Variation of Dredged Basalt Glass Compositions." J. Geophys. Res. 100.B7 (1995): 10057—10076.

42. Sichel S.E., Esperanca S., Motoki A., Maia M., Horan M.F., Szatmari P., Alves da Costa E., Mello S.L.M. "Geo-

physical and Geochemical Evidence for Cold Upper Mantle Beneath the Equatorial Atlantic Ocean." Braz. J. Geophys. 26 (2008): 69 — 86.

43. Sleep N.H. "Tapping of Magmas from Ubiquitous Mantle Heterogeneities: An Alternative to Mantle Plumes?" J.

Geoph. Res. 89.B12 (1992): 10029 — 10041.

44. Weaver B.L., Wood D.A., Tarney J., Joron J.L. "Geochemistry of Ocean Island Basalts from the South Atlantic:

Ascension, Bouvet, St. Helena, Gough and Tristan da Cunha." Geological Society Special Publication 30 (1987): 253 — 267.

45. White W.M., Hofmann A.W. "Sr and Nd Isotope Geochemistry of Oceanic Basalts and Mantle Evolution." Nature

296 (1982): 821 — 825.

Цитирование по ГОСТ Р 7.0.11—2011:

Сколотнев, С. Г. Природа многообразия вулканитов экваториальной части Срединно-Атлантического хребта [Электронный ресурс] / С.Г. Сколотнев // Электронное научное издание Альманах Пространство и Время. — 2013. — Т. 4. — Вып. 1: Система планета Земля — Стационарный сетевой адрес: 2227-9490e-aprovr_e-ast4-1.2013.25

Сколотнев С.Г. Природа многообразия вулканитов экваториальной части Срединно-Атлантического хребта

THE NATURE OF THE VOLCANITES DIVERSITY

OF THE MID-ATLANTIC RIDGE EQUATORIAL PART

Sergey G. Skolotnev, Sc.D. (Geology and Mineralogy), Senior Researcher, RAS Geological Institute (Moscow, Russia)

E-mail: [email protected]

Equatorial part of Mid-Atlantic Ridge is characterized by high diversity of volcanic rocks that form the 2nd layer of the oceanic crust, and the reasons for this are so far remain the subject of heated discussions. The variety of volcanic rocks comprise of tholeiitic basalts, both depleted and enriched in varying degrees (N-, T-and P-MORB types), alkaline volcanic rocks of basic and ultrabasic composition (OIB type), basalts with high and low concentration of Na2O. I've researched the composition, geochemistry, and isotopic systematic of volcanic rocks from axial zone of the Mid-Atlantic Ridge in subequatorial Atlantic area. My investigation is based on the original data obtained from the materials processing of my expeditions on the research ships 'Academician Strakhov' and 'Gelendzhik'. I also use data from a large number of scientific sources. Research included the results of measuring of both glasses and basalts themselves, as well as analysis of the spatial regularities of volcanic rocks spreading.

My research showed that the extraordinary diversity of volcanic rocks in this region is due to extreme heterogeneity of the upper mantle. This heterogeneity is connected with two factors. The first one is the uplift of deeper and hotter mantle's microplumes from the bottom of upper mantle initiated by convective flows in the asthenosphere. The second factor is the presence of blocks of the lower continental crust and metasomatized continental lithospheric mantle. Blocks of continental lithosphere have resulted from tectonic erosion of the Equatorial segment of Gondwana that has undergone breakup and opening laterthan nearby Atlantic region.

These inhomogeneities give hylic contribution to the volcanic rocks composition and affect the conditions of their melting. Continental lithosphere blocks are cooled the whole upper-mantle terraine in this area, leading to a thermal minimum. Microplumes warm up surrounding mantle locally, what increases a degree of partial melting of a substratum, and promote melting of xenogenic blocks. The superposition of these phenomena leads to the emergence of three major deep levels of partial substrate melting. They are garnet and spinel levels, and intermediate between ones.

Keywords: Mid-Atlantic Ridge; Equatorial Atlantic; basalts of N-, T-, P-MORB types; volcanic rocks of OIB type; geochemistry; isotopy; chemical heterogeneity of the upper mantle; plumes a deeper mantle, tectonic; magmatism.

References:

1. Bijwaard H., Spakman W., Engdahl E.R. "Closing the Gap Between Regional and Global Travel Time Tomogra-

phy." J. Geophys. Res. 103.B12 (1998): 30055 — 30078.

2. Bogatikov O.A. Magmatic Mountain Rocks. Moscow: Nauka Publisher, 1983. 365 p. (In Russian).

3. Bonatti E. "Anomalous Opening of the Equatorial Atlantic Due to an Equatorial Mantle Thermal Minimum."

EPSL 143 (1996): 147—160.

4. Bonatti E. "Origin of the Large Fracture Zones Offsetting the Mid-Atlantic Ridge." Geotectonics 6 (1996): 5 — 16. (In

Russian).

5. Bonatti E., Raznitsin Yu., Bortoluzzi G., Boudillon F., Argenio G., De Alterias G., Gasperini L., Giaquinto G., Ligi

M., Lodollo E., Mazarovich A., Peyve A., Succi M., Skolotnev S., Trofimov V., Turko N., Zacharov M.,

Auzende J.M., Mamaloucas-Fragoulis V., Searl R.C. "Geological Studies of the Eastern Part of the Ro-

manche Transform (Equatorial Atlantic): A First Report." Giornale di Geologia 53.2 (1991): 31—48.

6. Bonatti E., Seyler M., Sushevskaya N.M. "A Cold Suboceanic Mantle Belt at the Earth Equator." Science 261

(1993): 315 — 320.

7. Doucelance R., Escrig S., Moreira M., Gariepy C., Kurz M.D. "Pb Sr He and Trace Element Geochemistry of the

Cape Verde Archipelago." Geochim. Cosmochim. Acta 67 (2003): 3717—3733.

8. Fontignie D., Schilling J.G. "Mantle Heterogeneities Beneath the South Atlantic: A Nd-Sr-Pb Isotope Study Along

the Mid-Atlantic Ridge (3°S—46°S)." EPSL 142 (1996): 109 — 121.

9. Gasperini L., Bonatti E., Brunelli D., Carrara G., Cipriani A., Fabretti P., Gilod D., Ligi M., Peyve A., Skolotnev S.,

Susini S., Tartarotti P., Turko N. "New Data on the Geology of the Romanche F.Z., Equatorial Atlantic:

PRIMAR-96 Cruise Report." Giornale di Geologia 59.1 (1997): 3 — 18.

10. Hannigan R.E., Basu A.R., Teichmann F. "Mantle Reservoir Geochemistry from Statistic Alanalysis of ICP-MS

Trace Element Data of Equatorial Mid-Atlantic MORB Glasses." Chem. Geol. 175 (2001): 397 — 428.

11. Hart S.R. "Heterogeneous mantle domains: signatures, genesis and mixing chronologies." EPSL 90.3 (1988):

273 — 296.

12. Hekinian R., Juteau T., Gracia E., Udintsev G., Sichler B., Sichel S.E., Apprioual R. "Submersible Observations of

Сколотнев С.Г. Природа многообразия вулканитов экваториальной части Срединно-Атлантического хребта

Equatorial Atlantic Mantle: the St. Paul Fracture Zone Region." Marine Geophys. Res. 21 (2000): 529 — 560.

13. Hoerlne K., Tilton G., Schminke H U. "Sr-Nd-Pb Isotopic Evolution of Gran Canaria: Evidence for Shallow En-

riched Mantle Beneath the Canary Islands." EPSL 106 (1991): 44 — 64.

14. Hofman A.F. "Mantle Geochemistry: Message from Oceanic Volcanism." Nature 385 (1997): 219 — 229.

15. Jaques A.L., Green D.H. "Anhydrous Melting of Peridotite at 10-15 kb Pressure and the Genesis of Tholeiitic Bas-

alts." Contrib. Mineral. Petrol. 73.3 (1980): 287—310.

16. Jordan T.H. "Structure and Formation of the Continental Tectonosphere." Journ. Petrol. Special Issue (1988): 11 —

37.Kamenetsky V., Maas R., Sobolev A., Sushchevskaya N., Eggins S. Skolotnev S. "Unique Glasses and Melt Inclusions from the Equatorial Atlantic: A New "Hot Spot" in a Cold Suboceanic Mantle?" EGS-AGU-EUG Joint Assembly, Abstracts from the Meeting Held in Nice, France, 6 — 11 April 2003. vol. 5, pp. EAE03-A-02401. abstract #2401. SAO/NASA ADS Physics Abstract Service. Apr. 2003. Web. <http://adsabs.harvard.edu/ abs/2003EAEJA 2401K>.

18. Kashintsev G.L., Shreyder A.A., Maksimochkin V.I., Bulychev A.A., Gilod D.A. "Transtension and Alkaline

Magmatism of the Romanche Fracture, Atlantic." Geotectonics 4 (2008): 85 — 92. (In Russian).

19. Klein E.M., Langmuir Ch.H. "Global correlations of ocean ridge basalt chemistry with axial depth and crustal

thickness." Journ. Geophys. Res. 92.B8 (1987): 8089 — 8115.

20. Langmuir Ch.H., Bender J.F. "The Geochemistry of oceanic Basalts in the Vicinity of Transform Faults: Observa-

tions and Implications." EPSL 69 (1984): 107—127.

21. Lin J., Purdy G.M., Schouten H., Sempere J. C., Zervas C. "Evidence from Gravity Data for Focused Magmatic

Accretion Along the Mid-Atlantic Ridge." Nature 344 (1990): 627—632.

22. Mcdonough W.F., Sun S.S. "The Composition of the Earth." Chem. Geol. 120 (1995): 223 — 253.

23. Melson W.G., Hart S.R., Thompson G. "St. Paul's Rocks Equotarial Atlantic: Petrogenesis, Radiometric Ages and

Implications on Seafloor Spreading." Mem. Geol. Soc. Am. 132 (1972): 241 — 272.

24. Niu Y., O'Hara M.J. "MORB Mantle Hosts the Missing Eu (Sr, Nb, Ta and Ti) in the Continental Crust: New Per-

spective on the Crustal Growth, Crust-Mantle Differentation and Chemical Structure of Oceanic Upper Mantle." Lithos. 112 (2009): 1 — 17.

25. Niu Y.L., Batiza R. "Magmatic Processes at a Slow Spreading Ridge Segment: 26°S Mid Atlantic Ridge." Journ.

Geophys. Res. 99.B10 (1994): 19719 — 19740.

26. Nurnberg D., Muller R.D. "The Tectonic Evolution of the South Atlantic from Late Jurassic to Present." Tectono-

physics. 191 (1991): 27—53.

27. Nyblade A.A., Pollack H.N. "A Comparative Study of Parameterized and Full Thermal-Convection Models in

the Interpretation of Heat Flow From Cratons and Mobile Belts." Geophys. Journ. Int. 113 (1993): 747 — 751.

28. Peyve A.A. Structural and Material Inhomogeneities, Magmatism and Geodynamic Features of the Atlantic Ocean. Pro-

ceedings of the Geological Institute of the Russian Academy of Sciences. Issue 548. Moscow: Nauchny mir Publisher, 2002. 277 p. (In Russian).

29. Pushcharovsky Yu.M., Bonatti E., Raznitsin Yu.N., Mazarovich A.O., Skolotnev S.G., Turko N.N. "New Data on

a Structure and Material Composition of Areas of Romansh and Chain Faults' Crossing with the Rift Valley." Doklady AN SSSR [Reports of the USSR Academy of Sciences]. 329.1 (1993): 75 — 79. (In Russian).

30. Regelous M., NiuYa., Abouchami W., Castillo P.R. "Shallow Origin for South Atlantic Dupal Anomaly from

Lower Continental Crust: Geochemical Evidence from the Mid-Atlantic Ridge at 26°S." Lithos. 112 (2009): 57—72.

31. Roden M.K., Hart S.R., Frey F.A., Melson W.G. "Sr, Nd and Pb isotopic and REE Geochemistry of St. Paul's

Rocks: Equotarial Atlantic: the Metamorphic and Metasomatic Development of An Alkali Basalt Mantle Source." Contrib. Miner. Petrol. 83.4 (1984): 376 — 390.

32. Rudnick R.L., Gao S. "Composition of the Continental Crust." The Crust, Treatise in Geochemistry. 3 (2003): 1 — 64.

33. Sandwell D.T., Smith W.H.F. "Marine Gravity Anomaly from Geosat and ERS-1 Satellite Altymetry." J. Geophys.

Res. 102.B5 (1997): 10039 — 10054. Web. <ftp://topex.ucsd.edu/pub/>.

34. Schilling J., Hanan B., McCulli B., Kingsley R.H., Fontignie D. "Influence of the Sierra Leone Mantle Plume on the

Equatorial Mid-Atlantic Ridge: A Nd-Sr-Pb Isotopic Study." J. Geoph. Res. 99.B6 (1994): 12005 — 12028.

35. Schilling J.G. "Fluxes and Excess Temperatures of Mantle Plumes Inferred from Their Interaction with Migrating

Ridges." Nature 352 (1991): 397—403.

36. Schilling J.-G., Ruppel C., Davis A.N., McCully B., Tghe S.A., Kingsley R.H., Lin J. "Thermal Structure of the

Mantle Beneath the Equatorial Mid-Atlantic Ridge: Influences from the Spatial Variation of Dredged Basalt Glass Compositions." J. Geophys. Res. 100.B7 (1995): 10057—10076.

37. Schilling J.G., Thompson G., Kingsley R., Humphris S. "Hotspot-Migrating Ridge Interaction in the South Atlan-

tic." Nature 313 (1985): 187—191.

Сколотнев С.Г. Природа многообразия вулканитов экваториальной части Срединно-Атлантического хребта

38. Sichel S.E., Esperanca S., Motoki A., Maia M., Horan M.F., Szatmari P., Alves da Costa E., Mello S.L.M. "Geo-

physical and Geochemical Evidence for Cold Upper Mantle Beneath the Equatorial Atlantic Ocean." Braz. J. Geophys. 26 (2008): 69 — 86.

39. Skolotnev S.G. " New Data on an Isotopy of the Mid-Atlantic Ridge Basalts from the Area of Faults Arkhan-

gelsky and Sierra Leone (Central Atlantic)." Doklady RAN [Reports of Russian Academy of Sciences]. In print. (In Russian).

40. Sleep N.H. "Tapping of Magmas from Ubiquitous Mantle Heterogeneities: An Alternative to Mantle Plumes?" J.

Geoph. Res. 89.B12 (1992): 10029 — 10041.

41. Sushchevskaya N.M., Bonatti E., Peyve A.A., Kamenetskiy V.C., Belyatskiy B.V., Tsekhonya T.I., Kononkova

N.N."Inhomogeneity of Rift Magmatism at the Mid-Atlantic Ridge Equatorial Province (15° N. Lat. — 3°

S. Lat.)." Geochemistry 1 (2002): 30 — 56. (In Russian).

42. Sushchevskaya N.M., Peyve A.A., Skolotnev S.G., Kononkova N.N., Kolesov G.M. "Nature of Rift Volcanism at

Areas of Faults Romanche-Chain (Equatorial Atlantic)." Geochemistry 2 (1994): 223 — 238. (In Russian).

43. Sushchevskaya N.M., Peyve A.A., Tsekhonya T.I., Skolotnev S.G., Kononkova N.N. "Petrology and Geochemis-

try of Magmatism in the Active Parts of the Faults Romanche and Sao Paulo and in Parts of the MAR Conjugated with Them." Geochemistry 5 (1995): 697—719. (In Russian).

44. Weaver B.L., Wood D.A., Tarney J., Joron J.L. "Geochemistry of Ocean Island Basalts from the South Atlantic:

Ascension, Bouvet, St. Helena, Gough and Tristan da Cunha." Geological Society Special Publication 30 (1987): 253 — 267.

45. White W.M., Hofmann A.W. "Sr and Nd Isotope Geochemistry of Oceanic Basalts and Mantle Evolution." Nature

296 (1982): 821 — 825.

Cite MLA 7:

Skolotnev, S. G. "The Nature of the Volcanites Diversity of the Mid-Atlantic Ridge Equatorial Part.” Elektronnoe nauchnoe izdanie Al'manakh Prostranstvo i Vremya, Spetsialny vypusk Sistema planeta Zemlya [Electronic Scientific Edition Almanac Space and Time. Special Issue 'The Earth Planet System'] 4.1 (2013). Web. <2227-9490e-aprovr_e-

ast4-1.2013.25>. (In Russian).