Особенности процесса кристаллизации и геохимии толеитовых магм западного окончания Африкано-Антарктического хребта (хребет Шписс) в районе тройного сочленения Буве

Обсуждение результатов

Исследование магматизма хребта Шписс показало близость составов изливающихся магм, которые образуют как по главным элементам, так и по редким единые тренды дифференциации, что свидетельствует о нахождении магм в промежуточной камере в течение длительного времени. Расплавы, изливающиеся в районе станции G9610 близки по петрохимическому составу к магмам хребта Шписс. Среди них находятся наименее дифференцированные составы. В тоже время, поскольку драгированная возвышенность отделена от хребта Шписс глубокой впадиной, являющийся по представлениям [Mitchell and Livermore, 1998] продолжением САХ, можно констатировать, что более глубинные условия генерации магм характерны и для этой области. Первичные расплавы, поступавшие в очаг, расположенный под хребтом Шписс, по основным компонентам были близкого состава и достаточно хорошо перемешанные. Уровень промежуточной камеры находился на глубине 6-10 км, а средняя температура очага была 1150-1170^o С. Глубина выплавления поступающих в камеру расплавов существенно больше глубины промежуточного очага. По нашим представлениям эти расплавы сопоставимы с первичными расплавами ТОР-1, выплавляющимися в пределах поднимающегося диапира на глубинах 45-25 км в ходе фракционного полибарического аккумуляционного плавления лерцолитовой мантии [Niu and Batiza, 1991]. Магмы этого типа характерны для более горячих провинций медленно-спрединговых хребтов [Dmitriev et al., 1985; Klein and Langmuir, 1987]. В пределах Африкано-Антарктического хребта они также отмечаются вблизи острова Буве (неопубликованные данные). В тоже время, восточнее магматизм приобретает черты более распространенного для СОХ менее глубинного типа ТОР-2 и сменяется в районе 12-14^o в.д. наименее глубинным по выплавлению типом расплавов Na-ТОР [Kinzler and Grove, 1992; Сущевская и др., 1998]. Последний распространен также и в пределах Американо-Антарктического хребта. Таким образом, можно считать, что хребет Шписс и расположенный к югу участок АфАХ вблизи острова Буве имеют отношение к более разогретой области мантии, граница которой приходится на район 12-14^o в.д. АфАХ. Восточнее эта область переходит в зону интенсивных разломов, простирающихся к острову Мадагаскар, связанных с ранними этапами раскрытия Южного океана и разделяющих Юго-Западный Индийский хребет на две провинции [Пущаровский, 1998].

По геохимическим данным мы видим, что расплавы хребта Шписс обогащены и сопоставимы с обогащенным источником ЕМ-2, представителями которого считаются многие острова, в том числе Гавайи, Азоры, Буве [Hofmann, 1997]. В тоже время в отличии от базальтов Гавай расплавы хребта Шписс не имеют на спайдерграммах минимума Pb и максимума Sr. Их характеризует слабый минимум Sr и максимум Zr. Подобные отличия наблюдаются и при сравнении с обогащенным компонентом базальтов острова Исландия [Gurenco and Chaussidon, 1995]. Все это свидетельствует о том, что проявление обогащенного компонента типа ЕМ-2 для различных регионов океана различно и связано в первую очередь с мантийной гетерогенностью (поскольку большинство компонентов близки, а отличия есть лишь в единичных элементах), а не с отличиями в процессе плавления, либо в процессе связанным с флюидным привносом элементов. В последнем случае обогащенные рифтовые расплавы характеризовались бы определенной группой элементов, сингенетичных данному процессу для каждой провинции. Существующие на сегодняшний день объяснения появления обогащенных магм не являются полностью удовлетворительными, поскольку либо частично рассмотрен спектр характеристических элементов, (часто в литературе отсутствуют данные по Nb, U, Pb, особенно это касается концентраций в мантии), либо отсутствуют данные по петрогенным элементам, либо по изотопной геохимии. Поэтому очень трудно вычленить какой-либо один процесс, отвечающий за обогащение в расплавах, излившихся в пределах СОХ. Основные модели сводятся к следующему: это подплавление и соучастие в процессе плавления нижних частей субконтинентальной мантии в начальные стадии раскрытия, или океанической метаморфизованной мантии при перескоке оси спрединга, если процесс спрединга происходит дискретно [Anderson, 1994], либо смешение деплетированных (астоносферных) расплавов с обогащенными (плюмовыми), протекающее в очаге [Shilling et al., 1985]; либо смешение разной степени обедненных и обогащенных расплавов, образованных в ходе динамического плавления, с остающимся постоянно в каркасе поднимающейся и плавящейся мантии расплавом [Sobolev et al., 1993]. И последнее объяснение - это гетерогенность плавящейся мантии. Образовавшаяся гетерогенная мантия вследствие не до конца прошедшего конвективного перемешивания субдуцированной океанической литосферы [Hofmann, 1997], в состав которой могут быть включены фрагменты древних осадков (источник воды, К, Sr) и гранулиты (обедненные в процессе метаморфизма ураном и торием), при плавлении может образовывать обогащенные толеиты. Для каждой модели существуют пока еще неразрешимые вопросы. Для модели Шиллинга по существу лишь для северной части хребта Рекьянес можно четко проследить смешение обогащенных расплавов Исландии с деплетированным ТОР. В остальных районах САХ близ расположенные острова либо существенно гетерогенны подобно Азорам [Turner et al., 1997], либо имеют геохимические отличия, хотя территориально аномалии на хребтах и совпадают с островами. Модель Соболева-Шимизу нуждается в уточнении причины смещения изотопных характеристик в обогащенных расплавах. Для моделей гетерогенности мантии, полученных при субдукции, - не очень понятно, почему мантия с определенными характеристиками появляется в том или ином районе. Например, лишь под Индийским океаном мантия имеет специфический сдвиг по изотопным данным [Dupre and Allegre, 1983; Hamelin et al., 1985/1986]. Другими словами есть все-таки закономерности в появлении той или иной мантийной гетерогенности для определенных провинций. И, наконец, к недостаткам модели, объясняющей появление обогащенных магм под СОХ в ходе участия в плавлении блоков субконтинентальной мантии на начальных стадиях относится неясность механизма захоронения и траспортировки обогащенных расплавов в спрединговые зоны.

Рис. 11. Вариации изотопных отношений Pb в стеклах хребта Шписс и области тройного сочленения Буве.

Тем не менее в течении последних лет один из авторов развивает именно эту точку зрения, обнаруживая большое геохимическое сходство обогащенного примесного компонента с характеристиками обрамляющих провинцию СОХ континентальных базальтов, излияние которых предшествует открытию океана либо сопоставимо с ним по возрасту [Сущевская и др., 1996, 1998]. На рис. 11 приведено сравнение Pb изотопных данных для базальтов хребта Шписс с данными по сегментам АфАХ вблизи острова Буве, САХ, флангов хребта Шписс (собственные неопубликованные данные), а также с типичными толеитами Индийского и Атлантического океанов и обогащенными базальтами плато и островов этих океанов [Baksi, 1995; Mahoney et al., 1983; Сущевская и др., 1996]. Хорошо видно, что по этим параметрам магмы района тройного сочленения лежат на продолжении линии смешения между деплетированным источником ТОР и обогащенным, типичным для щелочных базальтов Антарктиды [Hart et al., 1997]. В эту же область попадают и магмы острова Буве. Как было показано по многим соотношениям характеристических элементов, обогащенные базальты хребта Шписс и прилегающей области АфАХ можно сопоставить либо с рецикличной субдуцированной океанической корой, либо с мантией, обогащенной пироксеном. Последнее может возникать при взаимодействии мантии с расплавами, захороняющимися в ней. В тоже время присутствие в первичных расплавах воды, говорит о том, что мантийный источник мог содержать и амфибол. Простым смешением астеносферных расплавов со щелочными расплавами острова Буве достаточно трудно объяснить все наблюдаемые геохимические закономерности. Во-первых, для магм Буве нет полного набора литофильных элементов, а кроме того мы обнаружили более обогащенные радиогенным стронцием магмы в районе (станция G9611), чем характерные для острова Буве, а также некоторые отличия по некогерентным элементам, присущие этим магмам. Новые данные по изотопии гелия [Kurtz et al., 1998] показывают, что остров Буве имеет отношение к горячей точке, поскольку для базальтов острова отмечаются повышенные значения Не³/Не⁴. Для магм хребта Шписс эти значения ниже. В тоже время были обнаружены деплетированные толеиты в районе 7^o в.д. АфАХ, имеющие значения Не ³/Не⁴, превышающие отношения в базальтах Буве. Это, по-видимому, свидетельствует о том, что для большого региона, окружающего тройное сочленение Буве, процессы выплавления с образованием специфических геохимических характеристик мантийного источника хоть и варьируют в широком диапазоне, но статистически могут повторятся.

Рис. 12. Схематическая модель образования протяженной глубинной области плавления под районом тройного сочленения Буве.

Ключ к разрешению противоречий может лежать в сложной геодинамике развития района. Хотя на сегодняшний день еще нет однозначной интерпретации полученных различными исследователями геофизических данных, но последние результаты [Ligi et al., 1999] свидетельствуют, что хребет Шписс имеет сложное сочленение с САХ. Существует небольшая область, где параллельно развиты спрединговые области САХ и АфАХ. Все это может являться отражением глубинных (подастеносферных) перетоков вещества, ориентированных навстречу друг другу. На рис. 12 схематично представлено строение участка САХ, примыкающего к области его взаимодействия с АфАХ. Не совсем ясно, в пределах какой спрединговой зоны (САХ или АфАХ) формировалась область океанической литосферы, на которой развивался хребет Шписс. Но эта область практически была пограничной и разделяла два мантийных глубинных потока (САХ и АфАХ). К этому же району подходит и третий подастеносферный мантийный поток, обусловивший развитие и пролонгацию Американо-Антарктического хребта в сторону САХ около 40 млн лет [Mutter et al., 1985]. Это приводит к тому, что под областью сочленения САХ и АфАХ, развивающихся в процессе медленного и дискретного спрединга, может образоваться глубинная, протяженная область плавления. Образование протяженной области плавления под районом тройного сочленения, косвенно подтверждаются данными распределения скоростей поперечных сейсмических волн в мантии под ТСБ, которые выявляют на глубинах 50-100 км более разогретую область, не прослеживающуюся в более глубинные части мантии [Дзивонски, Вудхауз, 1989]. В этом случае появление щелочных, более глубинных магм острова Буве связано с начальным процессом разогрева мантии и возможностью быстрого подъема расплавов вблизи уже существующей оси спрединга. Впоследствии происходило увеличение области плавления, с вовлечением в него нижних частей уже образованной океанической литосферы до тех пор, когда не появилась возможность прорыва на поверхность расплавов в условиях продвигающейся рифтовой зоны АфАХ (хребет Шписс). При таком подходе (возможности взаимодействия глубинных потоков) может стать понятным, почему для различных спрединговых зон ТСБ мы обнаруживаем в общем случае близкий примесный обогащенный компонент для всех рифтовых зон СОХ, района ТСБ, так как это видно из изотопных данных.