Геохимия изотопов радиоактивных элементов ( U, Th, Ra)

6.2. Pезультаты исследования изотопных составов вулканических пород с применением метода факторного анализа.

В данном разделе были использованы опубликованные в литературе изотопные составы вулканических пород. В качестве объектов исследования были взяты : базальты N-MORB Атлантического и Тихого океанов (O' Nions et al., 1977; Cochen, O' Nions, 1983; Cochen et al., 1980; Sun, 1980; Sun, McDonough, 1989; Ito et al., 1987; Dupre, Allegre, 1980; White, Hoffman, 1982), базальты подводного хребта Китового (Richardson et al. 1982), вулканические породы островов Гвинейского залива (Halliday et al. , 1990 ; Lee et al. 1994 ), Исландии (Салтыковский и др. 1998; Геншафт, Салтыковский, 1999 ), Вознесения (Weis, 1983), Сан Паулу (Roden et al. 1984), Азорского архипелага, островов Тристан-да-Кунья, Гоф, Св.Елена (Sun S.-S., 1980; White, Hofmann, 1982, Sun, McDonough, 1989; Hawkesworth, Norry et al. 1979; McCenzie, O' Nions, 1983 ), Гавайского архипелага (Hegner еt al., 1986; Staudigel et al. 1984), Канарского архипелага (Овчинникова и др. 1995; Hoerln et al., 1991), континентальные базальты плато Колорадо ( Reid, Ramos, 1996 ), базальты вулканических центров Камерунской линии на западном побережье Африки - Камерун, Этинде, Маненгуба (Haliday et al. 1990), щелочные вулканиты Восточно-Африканской рифтовой зоны ( Volmer, Norry, 1983), Антарктиды (Nelsen, McCulch, 1986; Williams et al., 1992), провинции Эйфель в Зап.Германии (Wц rner et al., 1986), исторические вулканические породы Камчатки (Kersting, Arculus, 1995), базальты, габбро и перидотиты из трещинной зоны 15⁰ 20 ' N (Silantiev et al., 1995), а также - морская вода. (Ling et al., 1997 ). В целом островодужные вулканиты и вулканические породы Индийского и южной половины Тихого океана не были включены в данную выборку. Подробные литературные ссылки даны в статье (Титаева Н.А., 2000,// Петрология, т. 9, N 5).

Для исследования было использовано более 200 изотопных составов Pb, Sr, Nd, а также валовые содержания U и Pb, опубликованные в указанных выше работах. Помимо того, по изотопному составу Pb нами был расчитан параметр K_Pb=(Th/U)_Pb. На рисунке 5.4 показано распределение величины K_Pb в использованных нами вулканических породах различных структур Атлантического океана и его обрамления. Составленная нами ранее систематика K_Pb (Гл. 5) показала, что этот параметр четко различает вулканические породы, связанные с обогащенными (континентальными) источниками и деплетированными (океаническими). Границей раздела между обогащенными и деплетированными источниками является значение K_Pb=3,950,05, которое совпало с кластером F (Таб. 6.1). Причем в пределах океана также встречаются участки с высокими, близкими к континентальным, значениями K_Рb. Наиболее обширной зоной такого типа является хорошо известная DUPAL-аномалия Южного полушария, которая хорошо выделяется на карте по распределению наиболее высоких значений этого параметра.

Интерпретация всех опубликованных в указанных выше работах изотопных данных была выполнена впервые в изотопной геохимии на основе использования для их обработки факторного метода анализа, хорошо известного в математике (Йореског и др. 1980). Факторный анализ - это многомерный метод представления результатов наблюдения в компактной форме. Метод позволяет, используя любое число переменных и объектов, получать минимальное количество новых переменных (факторов), являющихся линейными комбинациями исходных. Таким образом, сущность факторного метода сводится к замене исходного числа зависимых (коррелированных) переменных небольшим числом независимых (некоррелированных) переменных или осей, называемых факторами. Вклад исходных переменных в состав фактора называется нагрузкой на данный фактор. Факторный анализ позволяет как анализировать связи между многими переменными (R-модификация), так и классифицировать выборки объектов одновременно по нескольким характеристикам их состава (Q-модификация). Операции вращения факторных осей позволяют так расположить факторы, чтобы каждый из них содержал только небольшое число переменных, имеющих высокие нагрузки. Стандартные компьютерные программы для выполнения факторного анализа широко распространены.

Для того, чтобы было возможно соспоставлять различные методы обработки изотопных данных, в использованную выборку были включены, помимо изотопных составов конкретных образцов вулканических пород, также "end member" DM, HIMU и ЕМ, и средние значения кластеров (F+DM), ( F+HIMU), (F+EM1), (F+EM2) и (F), приведенные в таблице 6.1. В качестве переменных были использованы обычные изотопные отношения: ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr, ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd, ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb, ²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb, ²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb, а также параметр K_Pb.

Использование факторного метода анализа по методу главных компонент в R-модификации показало (Таб. 6.2), что все переменные четко разделились на две некоррелированные группы - два фактора.

В одну группу - фактор РF1 вошли все три изотопных отношения Pb , а во вторую - фактор РF2 - изотопные отношения Sr и Nd с противоположными знаками. Это означает, что формирование изотопных составов свинца с одной стороны и стронция и неодима - с другой, в основном обусловлено различными геохимическими процессами. Независимость (некоррелированность) факторов свидетельствует о независимости процессов, формирующих величины входящих в них переменных. В то же время параметр K_Pb вошел и в первый, и во второй факторы. Это указывает, с одной стороны, на естественную зависимость параметра от изотопного состава свинца, а с другой стороны - на связь с процессами, влияющими на изотопные отношения Sr и Nd (гл. 5).

Рис. 6.1. Распределение факторных нагрузок в координатах F1-F2.

Распределение факторных нагрузок по исследуемым объектам (Q-модификация), представленное на Рис. 6.1, показало, что точки изотопных составов вулканитов всех исследованных островов (горячих точек) Океана, образуют четко дифференцированные компактные поля, обозначенные на диаграмме римскими цифрами (I - III) и оконтуренные более жирной линией. Все они приблизительно находятся внутри условного треугольника, образуемого "end member" А.Зиндлера и С.Харта: DM, EM и HIMU. Обособлено лишь небольшое поле "SH" вблизи точки "HIMU", относящееся к вулканитам о. Св.Елена. В поле "I", расположенное поблизости, вошли точки, соответствующие изотопным составам вулканитов значительной части остров Атлантического океана из использованой нами выборки: Азорских, Канарских, островов Гвинейского залива, Сан-Паулу, Вознесения, а также - прибрежных вулканов Камерунской линии (Камерун, Этинде, Маненгуба).

Для указанных полей "SH" и "I" характерны отрицательные нагрузки на фактор F2 и положительные - на фактор F1. Это указывает на то, что расположенные здесь вулканиты обеднены радиогенным Sr, обогащены радиогенным Nd и имеют низкое значение К_Рb, соответсвующее деплетированному резервуару, но в то же время обогащены радиогенным Pb. Поле "N-MORB" расположено в области отрицательных нагрузок на оба фактора и, следовательно, входящие в него вулканические породы обеднены радиогенными изотопами Sr и Pb и обогащены радиогенным Nd. Поле находится ближе других к точке "DM". Поблизости располагается поле "III", куда вошли составы Гавайских островов и Исландии. Поле вулканитов Камчатки совпадает с полем Гавайских островов. Точки подводного хребта Колбенсей, примыкающего с севера к Исландии, соединяют оба этих поля. Все перечисленные выше поля вулканических пород находятся в области изотопных составов, соответствующих в целом деплетированному резервуару.

Остальные поля на диаграмме соответствуют изотопным составам, характерным для обогащенного резервуара. Поле "II" включает острова Гоф и Тристан-да-Кунья. Cюда же попадает и подводный хребет Китовый. Вблизи этого поля располагаются поля континентальных кайнозойских вулканических пород провинции Эйфель (Зап. Германия) и четвертичных базальтов плато Колорадо (Сев. Америка). Щелочные вулканиты поля Вирунга (В.Африка), образующие самостоятельный тренд, и поле составов морской воды (континентальной коры) располагаются в наиболее "обогащенной" области диаграммы, где изотопные составы соответствуют континентальному резервуару.

Из рассмотрения диаграммы Рис. 6.1 можно заметить, что помимо разделения полей вулканитов по принадлежности к деплетированному (отрицательные нагрузки на фактор F2), либо обогащенному резервуарам (положительные нагрузки на фактор F2), они отличаются и cодержанием радиогенных изотопов Pb (фактор F1). Причем изотопные составы объектов, входящих в поля островных вулканитов, обогащенных радиогенным Pb (положительные нагрузки на фактор PF1) , можно получить из других объектов, расположенных в области отрицательных нагрузок на фактор PF1, добавляя к ним радиогенный свинец. Так, изотопный состав вулканитов о. Св.Елена можно получить, добавляя радиогенный Pb к источнику N-MORB, изотопный состав группы "I" островов - получить из состава источника Исландии и Гавайских островов, а вулканиты DUPAL-аномалии - из субконтинентальной мантии, примером которой является источник континентальных базальтов плато Колорадо. С этих позиций вулканические породы провинции Эйфель также являются производными субконтинентальной мантии, испытавшей воздействие процессов, приведших к обогащению радиогенным Pb.

Все сказанное выше лишний раз подтверждает, что в отличие от резервуаров DM и EM, формирующихся по общепринятому мнению под дествием магматических процессов и определяющих в основном Sr-Nd систематику, существует вторая группа геохимических процессов, контролирующая обогащение радиогенными изотопами Pb и ураном и объедененная под общим понятием резервуара HIMU. Можно предположить, что это скорее всего процесс, связанный с воздействием флюидов. Важно отметить, что предельное обогащение радиогенными изотопами свинца океанических вулканитов соответствует среднему составу земной коры (океанической воды).

Каждому из выделенных нами с помощью факторного анализа полей вулканических пород океанических островов, за исключением острова Св.Елена, соответствует среднее значение кластеров (F+HIMU), (F+DM) и (F+EM1), полученных в работе (Рундквист и др., 2000). Изотопный состав вулканитов о. Св.Елена является эталоном вещества HIMU, по которому и расчитывался состав этого резервуара (Zindler, Hart, 1986). Кластер (F+EM2) в нашей выборке не соответствует ни одному из исследованных составов вулканических пород, видимо потому, что в своей работе мы ограничились лишь Атлантическим океаном и северной половиной Тихого океана. Точка (F+DM), характеризующая среднее значение соответствующего кластера, находится в поле "III", которая принадлежит Гавайским островам и Исландии. Точка (F+ЕМ1) попадает в поле DUPAL-аномалии, обозначенное на диаграмме "II". Кластеру (F+HIMU) соответствует поле большей части островов Атлантики, обозначенное цифрой "I". Точка F располагается в центре выделенных полей горячих точек и в большей или меньшей степени связана со всеми этими полями. Такая связь позволяет согласиться с авторами, выделившими указанные кластеры (Рундквист и др., 2000), что каждый из них действительно является квазибинарной смесью компонента F c конечными компонентами DM, HIMU или EM.

Вопрос о происхождении вещества HIMU, обогащенного радиогенными изотопами Pb и ураном, но обедненного радиогенным стронцием и обыкновенным свинцом, остается неясным. Поэтому было интересно посмотреть, какое влияние на результаты факторного анализа окажет добавление в число переменных валовых содержаний Pb и U. Результаты анализа представлены в таблице 6.3 для тех объектов, для которых есть данные по U и Рb, помимо рассмотренных изотопных составов.