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.
Рис. 8. Изотопный состав Nd и Sr базальтов хр. Книповича и о. Шпицберген (Сущевская и др. 2008, 2009). DMM – состав обедненной перидотитовой мантии; РК-состав предполагаемого пироксенитового компонента, образованного реакцией продуктов плавления рециклированной коры и мантийного перидотита.
Рис. 9. Зависимость изотопного состава Nd и Sr базальтов хр. Книповича и о. Шпицберген от пропорции пироксенитового компонента в родоначальных магмах. 1 – осевые базальты хр. Книповича; 2 – четвертичные базальты о. Шпицберген; 3 – неогеновые базальты о. Шпицберген. В правом верхнем углу указаны значения квадрата коэффициента линейной корреляции. Синей и красной звездами показаны оценки изотопного состава перидотитового и пироксенитового компонентов соответственно. Изотопные данные по (Сущевская и др. 2008, 2009). Пропорции пироксенитового компонента в родоначальных магмах рассчитаны по составу оливина независимо по отношениям Mn/Fe и Ni/(Mg/Fe) по методике (Sobolev et al., 2007, 2008).
Таблица 2. Сопоставление оценок доли пироксенитового расплава в родоначальном расплаве по составу среднего оливина (табл. 1) с изотопным составом Sr и Nd пород
Следует специально отметить сильную корреляцию между содержаниями пироксенитового компонента и изотопным составом пород, которая позволяет количественно оценить изотопные составы перидотитового и пироксенитового источников (табл. 2, рис. 9, 10). Судя по этим данным, состав перидотита близок к обедненной океанической мантии. Пироксенитовый компонент по составу приближается к рециклированной океанической коре с возрастом около 1–1.5 млрд. лет, установленной в мантийных источниках магм о. Исландия (Sobolev et al, 2008) и Канарских о-вов (Gurenko et al, 2009). Следует однако отметить, что повышенные содержания U и K в платобазальтах Шпицбергена (рис. 5) свидетельствуют также о возможном участии в составе пироксенитового компонента материала нижней континентальной коры. Это также согласуется с небольшим отклонением изотопного состава пироксенитового источника в сторону обогащенного компонента (рис. 10).
Рис. 10. Корреляции соотношений пироксенитового и перидотитового компонентов источника мантийных магм с изотопным составом неодима. R2-квадрат коэффициента линейной корреляции. Зеленый и синий овалы показывает изотопные составы перидотитового и пироксенитового компонентов Исландских лав соответственно. Прямые линии представляют значимую линейную регрессию между параметрами. Разноцветные параболы представляют линии смешения расплавов Исландской мантийной струи с учетом различного содержания Nd в продуктах плавления перидотита и пироксенита (Sobolev et al, 2008). Синей и красной звездами показаны оценки изотопного состава соответственно перидотитового и пироксенитового компонентов магм хребта Книповича и о. Шпицберген.
4. Заключение: эволюция магматизма хребта Книповича и о. Шпицберген
Впервые получены данные о систематическом изменении во времени состава мантийного источника и продуктов магматизма сопряженных структур Северного Ледовитого океана. Показано, что неогеновый магматизм о. Шпицберген характеризовался повышенным отношением 87Sr/86Sr и пониженным отношением 143Nd/144Nd и, вероятно, возник в результате плавления пироксенита – продукта реакции вещества рециклированной древней океанической и нижней континентальной коры и мантийного перидотита без существенного вклада чисто перидотитового мантийного источника. Поскольку реакционный пироксенит производит значительно больше расплава при данных температуре и давлении чем перидотит, именно присутствием такого вещества в мантии можно объяснить начальную стадию магматической активности данного региона. С омоложением возраста фиксируется повышение доли перидотитового компонента с параллельным закономерным изменением изотопного состава Sr и Nd. Эту тенденцию можно объяснить уменьшением глубины плавления за счет утонения (эрозии) или обрушения континентальной литосферы. К этому этапу относятся щелочные четвертичные лавы о. Шпицберген на континентальной литосфере и толеиты флангов хр. Книпович, на вновь образованной океанической литосфере. Современные проявления магматизма осевой части хр. Книповича по составу ближе к типичным БСОХ, однако, присутствие корового компонента в этих расплавах вполне различимо. Главным источником этих магм являлся перидотит, преобладание которого над пироксенитом, связано, вероятно, с малой глубиной плавления.
Авторы благодарят Д.В. Кузьмина за помощь в проведении электронно-зондового микроанализа оливина. Работа выполнена при финансовой поддержке программы Отделения Наук о Земле, РАН № 14 (2006–2008 гг.) «История формирования бассейна Северного Ледовитого океана и режим современных природных процессов Арктики (по программе Полярного года)» и программы Президиума № 16 РАН (2009 г.) «Окружающая среда в условиях изменяющегося климата: экстремальные природные явления и катастрофы».
