Текст книги "Строение и история развития литосферы"

Данный вывод согласуются с издавна известными данными по Шпицбергену, свидетельствующими об активизации восходящих дифференцированных поднятий, начавшихся в плиоцене (в миоцене еще существовал седиментационный бассейн) и их резком усилении (увеличении скорости воздымания) в голоцене (Семовский, 1967). Наблюдения разных лет, включая результаты недавних маршрутных исследований в нескольких районах Шпицбергена (Зыков, Балуев, 2008), да и просто сам факт наличия на Шпицбергене расчлененного альпийского рельефа, с очевидностью показывают, что активная тектоника, с морфологическими особенностями блоковой тектоники, свойственна архипелагу вплоть до сегодняшнего дня.

Интересные данные получены по более южной (центральной) части Баренцевоморского шельфа (Крапивнер, 2007). Даже в этом, тектонически не самом активном районе шельфа, по геолого-геоморфологическим данным устанавливаются тектонические нарушения с заметными амплитудами смещения. В частности, система нарушений субмеридионального простирания (аналогичного простиранию грабенов – желобов) выявлена в области южного продолжения желоба Франц-Виктория. Но особенно примечательно, что «наиболее молодые элементы донного рельефа… отчетливо наложены на мезозойские структуры, унаследованные на предыдущем этапе неотектонической активизации». Это указывает «на самостоятельность самой молодой её фазы, начавшейся, вероятно, 22–25 тыс. лет назад» (стр. 87). Датирование этих особенно активных событий поздним плейстоценом – голоценом согласуется с остальным комплексом данных.

По данным (Мусатов, 1990), расчленение северного континентального склона Баренцевоморского шельфа субмеридиональными грабенами (желобами), отражающее общую перестройку тектонического плана, произошло перед плейстоценом. По заключению этого же автора (Мусатов, 1996), возраст осадков в желобах на шельфе не древнее четвертичного.

Заключение

В результате выполненных исследований можно, думается, считать закрытым вопрос о природе Баренцевоморской и Свальбардской системы желобов. Материалы по желобу Орла (Стурё) в принципе характеризуют и остальные структуры этого типа. Хотя и с одной существенной оговоркой. Если для западного ряда рассматриваемых структур – желоба Орла (Стурё) и грабенов-фьордов Шпицбергена активность в настоящее время очевидна, то этого нельзя утверждать для восточных желобов – желоба Франц-Виктория и остальных (хотя отмеченные выше признаки повышенного теплового потока в желобе Франц-Виктория, возможно, могут рассматриваться как свидетельство его современной активности). Их тектоническое происхождение и связь с неотектоническими процессами деструкции коры краевых участков шельфа Баренцевого моря весьма вероятны, но главный период их развития, возможно, приходится на немного более раннее время или, напротив, только еще начинается. Заглядывать в будущее – задача неблагодарная, и нельзя исключить также и того, что их формирование (иными словами, процесс деструкции коры) на этой стадии завершится. В любом случае рассматриваемые структуры надо рассматривать как рифты (грабены) единой системы, но находящиеся на разных стадиях формирования. Все они морфологически выражены и служат каналами для эрозионной деятельности и транспортировки осадочного материала.

Для выбора правильного варианта необходимы дополнительные, в первую очередь геотермические, наблюдения в желобах, очень важно получить более полные данные по желобу Франц-Виктория и районам к северу от Шпицбергена.

Авторы не ставили перед собой задачу предложить, с учетом изложенного материала, сколько-нибудь завершенную схему кинематики и динамики для рассматриваемой территории. Да, в настоящее время это сделать было бы трудно. Кинематическая и геодинамическая ситуация плиоцена и квартера во внешней зоне Баренцевоморского шельфа – в районе Шпицбергена и на остальной территории к востоку от него требует дальнейшего изучения. В реконструкциях необходимо найти место комплексу разнообразных структур на суше (Шпицберген и другие острова) и в акватории, таких как грабены (свидетельствующие о растяжении), нарушения сдвигового характера (входящие в систему Шпицбергенско-Северогренландской зоны сдвига, которой, вероятно, обусловлено формирование хр. Книповича, и другие), возможно, структуры сжатия. При этом, для корректных построений, структурные формы и нарушения требуется «рассортировать» по возрасту, поскольку даже на протяжении неогена – квартера геодинамические условия сильно менялись, и суммарная, осредненная картина, скорее всего, не отражает реальную обстановку отдельных этапов. Всего этого пока с необходимой убедительностью не сделано, хотя имеются интересные и важные фрагменты картины, обеспечивающие приближение к истине. Однако для создания завершенных моделей данных в настоящее время не хватает.

Относительно геодинамической обстановки описанного интервала времени, существует мнение (Крапивнер, 2007; Шипилов и др., 2006), согласно которому «Баренцевоморская континентальная окраина находится под воздействием двух взаимно перпендикулярных спрединговых хребтов – Книповича и Гаккеля». Наверно, в самой общей форме и для кайнозойской истории в целом это справедливо. Однако на поздних этапах этой истории (какая-то часть миоцена и квартер или, с полной очевидностью, плиоцен – квартер) и в отношении рассматриваемой группы структур и связанного с ними магматизма влияние хребта Гаккеля, скорее всего, минимально. Первую скрипку, очевидно, играют процессы, вызвавшие формирование хребта Книповича и связанных с ним структур в океанической и континентальной литосфере.

Так что вопросы приходится решать в основном в общем виде. Например, ограничиваться констатацией признаков высокой тектонической активности, свидетельствующих в целом о деструкции континентальной коры, вовлеченности ее краевых частей в единый процесс с процессами, происходящими в океане (что само по себе, конечно, важно), оставляя более детальную расшифровку на потом.

И последнее. В данном случае мы имеем дело с особым типом континентальных окраин – типом, который, кажется, не встречается, во всяком случае в таком ярком проявлении, в других местах Мирового океана. По мнению некоторых авторов, высокая интенсивность тектонических процессов сближает Западно-Арктическую окраину с активными окраинами. Так, по словам из работы (Федоров, Мустов, 1992): «широкое развитие субокеанических впадин и желобов, борта которых сейсмичны, голоценовый вулканизм на краевых архипелагах и наличие пояса приокеанических поднятий дают основания предполагать переходный от пассивного к активному тип материковой окраины в Западной Арктике» (стр. 52). Это, конечно, преувеличение: определяющих признаков активной окраины, также как перехода к ней, здесь нет. Но акцент на перечисленных особенностях поставлен не без оснований: данный тип (или данный участок) пассивной окраины действительно отличается повышенной активностью тектонических процессов.

Литература

Батурин Д.Г. Эволюция северной части Баренцева моря в области сочленения с Евразийским океаническим бассейном // Океанология. 1987. Т.27. Вып. 3. С. 418–424.

Богданов Н.А. Тектоника Арктического океана // Геотектоника. 2004. № 3. С. 13–30.

Верба В.В., Астафурова Е.Г., Леонов В.О., Мандриков В.С., Хлюпин Н.И. Строение северной континентальной окраины Баренцевского шельфа в районе архипелага Земля Франца-Иосифа // Геол. – геофизические характеристики литосферы Арктического региона. Тр. НИИГА-ВНИИОкеангеология. Т. 203. СПб. 2004. С. 169–175.

Верба М.Л. Сравнительная геодинамика Евразийского бассейна. СПб: Наука. 2008. 191 с.

Гидрогеология, инженерная геология, геоморфология архипелага Шпицберген. Л:. Изд-во ПГО «Севморгеология». 1983. 82 с.

Гусев Е.А., Рекант П.В., Мусатов Е.Е., Шкарубо С.И. Сейсмостратиграфическая основа расчленения четвертичного чехла Шпицбергенского шельфа // Комплексные исследования природы Шпицбергена. Апатиты. 2003. Вып. 3. С. 85–91.

Деревянко Л.Г., Гусев Е.А. Переотложенные споры и пыльца в голоценовых осадках внешней части Арктического шельфа России // Фундаментальные проблемы квартера: итоги изучения и основные направления дальнейших исследований. Новосибирск: Изд. СО РАН. 2009. С. 185–188.

Дибнер В.Д. Морфоструктура шельфа Баренцева моря. Тр. НИИГА. 1978. Т. 185. 211 с.

Евдокимов А.Н. Вулканы Шпицбергена. С.-Пб.: ВНИИОкеанология. 2000. 123 с.

Зыков Д.С., Балуев А.С. Характер и причины проявления неотектонических деформаций в северо-западной части Баренцевоморской плиты (Свальбардский архипелаг) // Бюлл. Моск. общества испытателей природы. Отдел. Геол. 2008. Т. 83. Вып. 6. С. 20–26.

Крапивнер Р.Б. Признаки неотектонической активизации Баренцевоморского шельфа // Геотектоника. 2007. № 2. С. 73–89.

Ласточкин А.Н., Мусатов Е.Е., Мусатов Ю.Е., Нарышкин Г.Д., Федоров Б.Г. Морфоструктура и переходные зоны Арктического океана // Геоморфология зон перехода от континентов к океанам. М.: Наука. 1992. С. 79–83.

Левашкевич В.Г. Закономерности распределения геотермического поля окраин Восточно-Европейской платформы (Баренцевоморский и Белорусско-Прибалтийский регионы) // Автореф. докт. дисс. М.: МГУ. 2005. 42 с.

Лившиц Ю.Я. Палеогеновые отложения и платформенная структура Шпицбергена. Тр. НИИ геологии Арктики. Т. 174. Ленинград: Недра. 1973. 160 с.

Лихачев А.А., Глебовский В.Ю., Брекке Х., Инген О., Фалейде Я.И. Оценка мощности осадочного чехла в котловине Нансена по магнитометрическим данным // Геолого-геофизические характеристики литосферы Арктического региона. Сб. научных трудов. Вып. 5. СПб. 2004. С. 98–110.

Лукина Н.В., Патык-Кара Н.Г. Неотектонические структуры и активные разломы Арктического шельфа России // Геология и полезные ископаемые шельфов России. М.: ГЕОС. 2002. С. 271–280.

Методические и экспериментальные основы геотермии. М.: Наука. 1983. С. 181–185.

Митяев М.В., Хасанкиев В.Б., Голубев В.А. Желоба Баренцева моря – современные каналы транспортировки или ловушки осадочного вещества? // Арктика и Антарктика. Вып.5 (39). М.: Наука. 2007. С. 72–79.

Мусатов Е.Е. Развитие рельефа Баренцево-Карского шельфа в кайнозое // Геоморфология. 1989. № 3. С. 76–84.

Мусатов Е.Е. Неотектоника Баренцево-Карского шельфа // Изв. ВУЗов. Геол. и разведка. 1990. № 5. С. 20–27.

Мусатов Е.Е. Геоморфология северной окраины Баренцевоморского шельфа между архипелагами Шпицберген и Земля Франца-Иосифа // 1996. С. 72–77.

Мусатов Е.Е. Распространение кайнозойского чехла на Баренцевоморском шельфе между архипелагами Шпицберген и Земля Франца-Иосифа // Океанология. 1996. Т. 36. № 3. С. 444–450.

Мусатов Е.Е. Неотектоническая структура // Геология и полезные ископаемые России. Т. 5. Кн. 1. Арктические моря. С-Пб.: ВСЕГЕИ. 2004. С. 26–31.

Попов С.В., Маулини Р.Л. Исследование подледно-подводного рельефа северной части о. Северо-Восточная Земля (архипелаг Шпицберген) // Природа шельфа и архипелагов Европейской Арктики. Мат. конференции. М.: ГЕОС. 2008. С. 315–318.

Семовский Д.В. Неотектоника архипелага Шпицберген // Мат. по стратиграфии Шпицбергена. Ленинград: Изд. НИИГА. 1967. С. 225–238.

Сироткин А.Н., Шарин В.В. Соотношение четвертичного вулканизма с процессами морского и ледникового осадконакопления в районе Вуд-Форда (Шпицберген) // Комплексные исследования природы Шпицбергена. Вып.4. Апатиты. 2006. С. 147–151.

Федоров Б.Г., Мусатов Е.Е. Морфодинамический поток в переходных зонах // Геоморфология зон перехода от континентов к океанам. М.: Наука. 1992. С. 50–52.

Хуторской М.Д., Антипов М.П., Волож Ю.А., Поляк Б.Г. Температурное поле и трехмерная геотермическая модель Прикаспийской впадины // Геотектоника. 2004. № 1. С. 63–73.

Хуторской М.Д., Леонов Ю.Г., Ермаков А.В., Ахмедзянов В.Р. Аномальный тепловой поток и природа желобов в северной части Свальбардской плиты // Докл. РАН. 2009. Т. 424. № 2. С. 1–7.

Хуторской М.Д., Подгорных Л.В., Грамберг И.С., Леонов Ю.Г. Термотомография Западно-Арктического бассейна // Геотектоника. 2003. № 3. С. 79–96.

Цыбуля Л.А., Левашкевич В.Г. Тепловое поле Баренцевоморского региона. Апатиты. 1992. 114 с.

Шипилов Э.В., Шкарубо С.И., Богданов Н.А., Хаин В.Е. О тектоно-геодинамических взаимоотношениях областей молодого океанообразования с континентальными окраинами Арктики (Шпицбергенской и Лаптевоморской) // Комплексные исследования природы Шпицбергена. Апатиты. 2003. Вып. 3. С.41–58.

Шипилов Э.В., Тюремнов В.А., Глазнев В.Н., Голубев В.А. Палеогеографические обстановки и тектонические деформации Баренцевоморской континентальной окраины в кайнозое // Докл. РАН. 2006. Т. 407. 3 №. 378–383.

Bjorlykke K., Bue B., Elverhoi A. Quarternary sediments in the northwestern part of the Barents Sea and their relation to the underlying Mesozoic bedrock // Sedimentology. V. 25. N 2. Pp. 227–246.

Yu.G. Leonov[96]96
  Geological Institute of Russian Academy of Science (GIN RAS), Moscow, Russia


[Закрыть], M.D. Khutorskoy[97]97
  Geological Institute of Russian Academy of Science (GIN RAS), Moscow, Russia


[Закрыть]. Orli Trough – a pattern of modern geodynamics of outer Barents Sea shelf

Abstract

Heat flow measurements data in the northern part of Svalbard plate near Franz-Josef Land (FJL) and Spizbergen are discussedd. Measurements were carried out by new updating geothermal probe «GEOS-M». Seven heat flow measurements on «FJL» and twenty – on «Spizbergen» are received. On first of them heat flow variation from 30 up to 85 mW/m² are connected both with trough valley Franz-Victoria tectonic activization and probably with structural and thermal conductivity heterogenesis inside sedimentary cover. Abnormal heat flow values (from 120 up to 519 mW/m²), measured in trough Orly (to the eastern of Spizbergen North-East Land), in combination with other geological data, testify to rift zone development which destroyed a continental crust. Researches were sponsored of the Norwegian oil Management, RAS Presidium, RAS Earth sciences departament and the Russian Basic Research Foundation.

А.В. Соболев[98]98
  Институт геохимии и аналитической химии им. В.И. Вернадского, РАН, Москва, Россия


[Закрыть], Н.М. Сущевская[99]99
  Институт геохимии и аналитической химии им. В.И. Вернадского, РАН, Москва, Россия


[Закрыть]
Роль мантийных неоднородностей в образовании кайнозойского магматизма хребта Книповича и архипелага Шпицберген

Аннотация

На основе определения элементного состава и содержаний изотопов ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr и ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd в породах и концентраций главных и примесных элементов во вкрапленниках оливина впервые получены данные об эволюции состава мантийных источников магм сопряженных структур Северного Ледовитого океана (о. Шпицберген, хребет Книповича) за последние 20 млн. лет. Установлено, что главным источником неогеновых магм о. Шпицберген был безоливиновый пироксенит с повышенным отношением ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr и пониженным отношением ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd, который вероятно, возник в результате реакции вещества рециклированной древней океанической коры и нижней континентальной коры с мантийным перидотитом. Из-за своей легкоплавкости этот пироксенит мог послужить источником значительного объема магм под мощной континентальной литосферой и вызвать ее раскол. С омоложением возраста (от неогена до современного) в источниках магматизма Шпицбергена и хребта Книповича прослеживается последовательное уменьшение доли пироксенитового компонента за счет повышения доли перидотита с параллельным закономерным изменением изотопного состава Sr и Nd. Эту тенденцию можно объяснить утонением (обрушением) континентальной литосферы, вызвавшим декомпрессионное плавление тугоплавкого перидотита.

1. Введение

Принципиальным вопросом геодинамических построений является роль легкоплавких мантийных неоднородностей, связанных с вовлечением в мантию материала океанической или континентальной коры (Hofmann, White, 1982; Tuff et al, 2005; Sobolev et al, 2005, 2007). Присутствие таких неоднородностей в мантии приводит к образованию значительных объемов магм в условиях когда «нормальная» перидотитовая мантия не претерпевает существенного плавления (Pertermann, Hirschmann, 2003; Sobolev et al., 2007). Важнейшими геодинамическими следствиями этого процесса может стать раскол континентальных плит и образование океанической коры или (и) возникновение больших магматических провинций на континентальных или океанических плитах (Tuff et al, 2005; Sobolev et al, 2007, Соболев и др, 2009). Образование океанической коры Арктического бассейна напрямую сопряжено с расколом континентальной литосферы (Ritzmann, Jokat, 2003; Scogseid et al., 2000) и поэтому может быть связано с плавлением мантийных неоднородностей. Анализу этой возможности и посвящена данная работа.

Долговременная цель наших исследований состоит в разработке геодинамической модели формирования современной океанической коры Арктического бассейна на основе определения состава, условий образования и эволюции родоначальных магм и мантийных источников базальтов срединно-океанических хребтов Ледовитого океана и сопряженных структур на континенте. Настоящая статья представляет результаты первого этапа этого исследования, полученные на основе изучения магматических пород хребта Книповича, а также четвертичных и неогеновых базальтов о. Шпицберген.

2. Методология исследования

Результаты изучения магматизма базальтов хребта Книповича стали частью крупного международного исследования мантийного магматизма под руководством российских ученых (Sobolev et al, 2007), в котором приняли участие ученые из 20 институтов (университетов) 10 стран (Россия, Германия, США, Франция, Англия, Нидерланды, Австралия, Тайвань, Исландия, Эритрея). Главным достижением работы явилось доказательство повсеместного и значительного участия корового материала в мантийных источниках базальтов срединно-океанических хребтов, мантийных струй и больших магматических провинций (БМП). Этот результат установлен на основе беспрецедентно точного анализа примесных и главных элементов (Ni, Mn, Ca, Cr, Co, Fe, Mg) в 17000 вкрапленниках оливина из 230 образцов, представляющих главные геодинамические обстановки проявления внутриплитового магматизма и магматизма срединно-океанических хребтов.

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

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

3. Состав продуктов магматизма хребта Книповича и о. Шпицберген

3.1. Объекты исследования

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

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

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

3.2. Базальты хребта Книповича

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

3.3. Базальты о. Шпицберген

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

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

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

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

3.4. Состав оливина

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

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

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

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

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

Таблица 1. Средние составы оливина исследованных образцов

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

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

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

3.5. Состав источника и геохимия базальтов

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

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