ИСТОЧНИКИ ВЕЩЕСТВА МАГМАТИЧЕСКИХ ПОРОД ПОДНЯТИЯ МЕНДЕЛЕЕВА (СЕВЕРНЫЙ ЛЕДОВИТЫЙ ОКЕАН) ПО ИЗОТОПНО-ГЕОХИМИЧЕСКИМ ДАННЫМ

А.А. Кременецкий1, Ю.А. Костицын2, А.Ф. Морозов3, П.В. Рекант4

Скачать *pdf

doi: 10.7868/S0016752515060059

1 - Институт минералогии, геохимии и кристаллохимии редких элементов, Москва

2 - Институт геохимии и аналитической химии им. В.И. Вернадского РАН Москва

3 - Федеральное агентство по недропользованию (Роснедра) Москва

4 - ВНИИОкеангеология им. акад. И.С. Грамберга, Санкт-Петербург

 

   

На оригинальном материале глубоководного бурения и драгирования в Северном Ледовитом океане (СЛО), полученном в ходе экспедиции «Арктика-2012» на ледоколе «Капитан Драницын», выполнены минералого-петрографические и изотопно-геохимические исследования магматических пород основного и среднего состава на полигонах от 79.02° до 83.09° с.ш. Образцы коренных вулканитов из скважин, пробуренных в подножье поднятия Менделеева, группируются на петрохимической диаграмме в поле умеренной и низкой щелочности, характеризуются компактными начальными изотопными отношениями неодима (εNd(Т) от +4.3 до +7.0) и стронция (87Sr/86Sr от 0.70365 до 0.70495) и на дискриминационных изотопных и геохимических диаграммах соответствуют вулканическим породам островов и поднятий дна океана. Образцы габбро-долеритов, драгированных со склонов поднятия Менделеева, группируются в петрохимическом поле низкой щелочности, характеризуются широкими вариациями изотопного состава неодима (εNd от –33.1 до +2.9) и стронция (87Sr/86Sr от 0.7050 до 0.7233) и на дискриминационных изотопных и геохимических диаграммах отвечают составам как Сибирских траппов, так и, возможно, другим породам континентального генезиса.

Ключевые слова: Северный Ледовитый океан, поднятие Менделеева, изотопный состав Nd, Sr, геохимия базальтов и габбро-долеритов.

 


 

ВВЕДЕНИЕ

При изучении строения, вещественного состава и истории развития дна Северного Ледовитого океана (СЛО) остаются дискуссионные и актуальные проблемы в силу сложного строения его ложа, труднодоступности для научных исследований из-за суровых климатических условий и покрытия льдом значительной части его акватории.

Морфологически дно СЛО делится на три морфоструктурно обособленных блока: Норвежско-Гренландский, Евразийский и Амеразийский (рис. 1) [Деменицкая и др., 1962; Jackson et al., 1986; Погребицкий, 1997; Поселов и др., 2002; Лебедева-Иванова и др., 2004; Langinen et al., 2009]. Первые два блока схожи между собой; по сейсмичности, аномальному магнитному полю и глубинному строению они относятся к океанической плите и рассматриваются как продолжение Северо-Атлантического срединного хребта (хребты Мона, Книповича, Гаккеля). Амеразийский суббассейн разделяется на две морфоструктурные провинции: Центрально-Арктическую область океанских поднятий [Ласточкин и Нарышкин, 1989], включающую хребет Ломоносова, поднятия Альфа и Менделеева, Чукотское плато и котловины Макарова и Подводников, и Канадскую котловину. Центрально-Арктическая область океанских поднятий по сейсмическим данным имеет более мощную (до 32 км) кору, в нижней части которой предполагается наличие гранито-гнейсового (6.0–6.4 км/с) и гранулит-базитового (6.7-7.3 км/с) слоев, а в верхней - терригенно-карбонатного слоя (4.0–5.4 км/с), что позволяет рассматривать эту область как относительно опущенные блоки древней континентальной платформы.

 Рисунок 1

Выполненные в последние годы обобщения всех, в т.ч. новых геолого-геофизических материалов не оставили сомнений в том, что дно Евразийского бассейна имеет под собой кору океанического типа, а хребет Ломоносова и Чукотское плато являются блоками континентальной коры [Карасик, 1968; Coakley and Cochran, 1998; Glebovsky et al., 2000; Геолого-минерагеническая карта мира, 2000; Brozena et al., 2003; Глебовский и др., 2006; Рекант и др., 2011; Гусев, 2012]. Что же касается природы поднятия Альфа-Менделеева и Канадской котловины, то она до сих пор остается предметом острых дискуссий. С одной стороны земная кора имеет здесь скоростные параметры, характерные для коры континентов, с другой стороны ее мощность заметно редуцирована. По одним представлениям поднятие Альфа-Менделеева является следом активной горячей точки или океаническим вулканическим плато, аналогичным по строению плато Онтонг-Ява [Вогт и др, 1984; Forsyth et al., 1986]. Другая гипотеза предполагает развитие этой структуры в ходе древнего спрединга; ее придерживаются Вогт, Остенсо [Vogt and Ostenso, 1970], Дж. Холл [Hall, 1973], Гуревич и др. [2001]. При этом ряд авторов [Jackson, 1986; Киселев, 1986; Поселов и др., 2002] предполагает, что в основании поднятия Альфа-Менделеева могут находиться блоки древней континентальной коры, испытавшие растяжение и интенсивный внутриплитовый магматизм. Основными аргументами, используемыми сторонниками той или иной точек зрения при обосновании типа коры, являются геофизические данные о ее мощности и скоростных параметрах.

Реконструкция тектоно-геодинамических преобразований литосферы Арктики с учетом геолого-геофизических материалов и геохронологических данных для обрамляющих ее комплексов пород позволила предположить [Шипилов, 2008], что острова Земли Франца-Иосифа, де-Лонга, Канадский Арктический архипелаг и хребет Альфа представляли собой объединенную область юрско-мелового плюмового плато-базальтового магматизма.

Задача настоящего исследования - понять геохимическую природу магматических пород, слагающих поднятие Менделеева, оценить, из какого типа источников они могли образоваться.

 

ОТБОР ОБРАЗЦОВ В ХОДЕ ЭКСПЕДИЦИИ “АРКТИКА-2012”

Прямые геологические и тем более буровые данные о строении пород фундамента пока, к сожалению, малочисленны и разрозненны [Grantz et al., 1998; Grantz et al., 2001; Беляцкий и др., 2006; Кабаньков и др., 2008; Рекант и др., 2012]. Бурение единственной арктической скважины ACEX-302 в 2004 году на хребте Ломоносова в рамках международного проекта IODP [Moran et al., 2006; Backman et al., 2008] было остановлено в базальных горизонтах рыхлого чехла на глубине 428 м, так и не достигнув пород фундамента.

В 2012 г. в ходе экспедиции «Арктика-2012» породы дна СЛО исследовали вдоль центральной части поднятия Менделеева от 77° с.ш. до 83° с.ш. на 7 комплексных полигонах (рис. 1). На двух из них (полигон № 0 и полигон № 6) в коренных породах дна на глубинах около 2600 м впервые были пробурены неглубокие скважины, вскрывшие базальты и андезибазальты. Кроме того, на всех полигонах с помощью драги и грейфера было отобрано более 20 тыс. обломков пород разного состава. Среди последних преобладают (63%) карбонатные породы, в т.ч. доломиты с палеозойской фауной трилобитов и панцирных рыб (D3-C). Далее по распространенности следуют терригенные породы (20%, с преобладанием кварцевых песчаников); обломки магматических пород составляют 10% (в т.ч. долериты и габбро-долериты - 8% и граниты - 2%); завершают этот ряд метаморфические породы (6%).

Для решения поставленной задачи мы исследовали магматические породы двух групп: вулканические породы, впервые вскрытые при бурении трех глубоководных скважин у подножия поднятия Менделеева, и обломки полнокристаллических, возможно интрузивных пород, поднятых при драгировании склонов поднятия Менделеева (рис. 1, табл. 1).

Таблица 1

Для наглядности на рис. 2 показана схема отбора проб на полигоне № 6, согласно которой перемещенные (драгированные) образцы чаще встречаются на склонах поднятия (область пониженных значений магнитного поля), тогда как образцы коренных пород были выбурены у подножья поднятия (область повышенных значений магнитного поля). Ниже дается краткая характеристика изученных пород.

Рисунок 2     Рисунок 3

Скважина K-D12-00-31b; полигон № 0, глубина 2380 м, интервал отбора керна коренных пород (от поверхности дна) - 100-138 см. Исследовались две разновидности пород: трахибазальты (K-2/4) и трахиандезиты (K-2/2), различающиеся по химическому составу (табл.2) и более основному составу плагиоклаза в трахибазальтах (An65 во вкрапленниках и An44 - в лейстах основной массы) по сравнению с трахиандезитами (An45-47 и An33-34 соответственно). Текстура пород массивная; структура - порфировая с вкрапленниками плагиоклаза, реже клинопироксена (авгита) и магнетита (рис. 3а, б). Структура основной массы - интерсертальная, фрагментами трахитоидная (лейстовидные микролиты плагиоклаза в девитрифицированном вулканическом стекле) с переходами в пойкилоофитовую, пилотакситовую и гиалопилитовую. Вторичные изменения: тонкозернистые агрегаты хлорит-серицит-гетита по клинопироксену и серицит-гидросерицита - по порфировым вкрапленникам и лейстам плагиоклаза, а также глинистые минералы и гидроокислы железа при девитрификации вулканического стекла. Степень изменения пород слабая (табл. 1).

Таблица 2

Скважина KD12-00-33b; полигон № 0, глубина 2360 м, интервал отбора керна коренных пород (от поверхности дна) - 39-551 см. Исследуемая порода представлена базальтом (K-3/4). Текстура - миндалекаменная, структура - порфировая с вкрапленниками основного плагиоклаза (An65), клинопироксена (авгит) и рудного минерала (магнетит, ильменит). Миндалины (1-1.5 см) либо пустые, либо выполнены опалом. Структура основной массы - интерсертальная, фрагментами - микродолеритовая с лейстами плагиоклаза (An45-47), скоплениями мелких изометричных зерен клинопироксена и рудного минерала; промежутки сложены вулканическим стеклом (рис. 3в). Вторичные изменения проявлены крайне слабо: глинистые минералы и гидроокислы железа как продукты девитрификации вулканического стекла (табл. 1).

Скважина KD12-06-21b; полигон № 6, глубина 2600 м, интервал отбора керна коренных пород (от поверхности дна) - 129-191 см. Исследуемые породы (K-1/1б, K-1/2, K-1/9) представлены вулканической брекчией трахибазальтового состава (табл. 2) и состоят из угловатых обломков (до 3-8 см) базальтоидов, сцементированных девитрифицированной интерсертальной связующей массой вулканического стекла с мелкими (0.5-1.0 мм) обломками базальтов и долеритов. Многочисленные обломки трахибазальтов (80–90% от объема породы) представлены двумя разновидностями - менее измененными зеленого цвета (K-1/2, K-1/9) и более измененными - красного цвета (K-1/1б). Сравнительный анализ их составов показывает, что они представляют единую серию (трахипикритобазальты - трахибазальты), а степень их изменения обусловлена, прежде всего, количеством замещаемого оливина. Текстура пород обломков - миндалекаменная, структура порфировая с вкрапленниками плагиоклаза, ортопироксена и оливина; структура основной массы - интерсертальная и гиалопилитовая с лейстами плагиоклаза (An60) в вулканическом стекле (рис. 3г). Отличительной особенностью этой вулканической брекчии являются интенсивность (обычно 1-20%, иногда до 50-60% от объема породы, табл. 1) и характер вторичных изменений: агрегаты хлорит-серицит-скаполита по плагиоклазам, серпентин-антигоритхлорофеит - по темноцветным минералам; Fe-хлорит, Fe-гидросерицит, иллит, опал, кристобалит - по вулканическому стеклу; в связующей массе широкое развитие: иллит-монтмориллонита, нонтронита, цеолитов (филлипсита), диаспора и галлуазита.

Обломки магматических пород были подняты при драгировании склонов подводного поднятия Менделеева на полигонах №№ 0, 3, 6 и 10 (рис. 1, табл. 1). Преобладающая часть этих пород (D-00/3, KDM, D-TO-2б, D-03/2 и D-10/2а) представлена габбро-долеритами. Они имеют среднезернистую массивную текстуру и офитовую, с фрагментами габбровой, структуру (рис. 3д-з). Главные минералы: основной плагиоклаз (An53-63), клинопироксен, реже оливин и рудный минерал (магнетит, ильменит), иногда - роговая обманка, биотит и микропегматитовые прорастания калиевого полевого шпата и кварца. Вторичные минералы (сферолитовые агрегаты серицита по плагиоклазу и серпентин-серицит-хлорит-кальцит-биотитовые псевдоморфозы по темноцветным минералам) типичны для позднее- и постмагматических изменений как интрузивных пород, так и внутренних частей лавовых потоков. Степень изменения пород обычно невелика - 0.1-10%, изредка до 50-60% (табл. 1).

Обломки гранитов (Д-00/2 и Д-06/2) имеют среднезернистую, лепидогранобластовую (гранитовую) структуру, близкий минеральный состав (плагиоклаз (№ 30) - 40-55%, кварц - 30-45, калиевый полевой шпат - 10-20%, биотит - 2-5%) и сходный химический (SiO2 - 71.3-72.7 мас. %; K2O + Na2O - 3.36 мас. %). Степень их вторичных изменений - 5-15%; выражена замещением центральных зон плагиоклаза (пелитизация, серицитизация, мусковитизация) и частичной хлоритизацией биотита.

Главные отличия структурно-текстурных особенностей коренных и драгированных магматических пород основного и среднего состава поднятия Менделеева приведены в табл. 3.

Таблица 3

 

АНАЛИТИЧЕСКИЕ МЕТОДИКИ

Изотопные отношения неодима и стронция были определены в ГЕОХИ на масс-спектрометре TRITON. Для исследований были отобраны наименее измененные образцы. Предварительное выщелачивание кислотами не проводили, т.к. оно неизбежно приводит к изменению Rb/Sr отношения в образцах, что в свою очередь искажает расчет начальных изотопных отношений.

Концентрацию Rb, Sr, Sm, Nd определяли методом изотопного разбавления. Образцы, растертые до состояния тонкой пудры, разлагали в тефлоновых капсулах в смеси HF + HNO3 при атмосферном давлении в течение 3 сут на шейкере при температуре около 100°C. До разложения к образцу добавляли смешанные трассеры 85Rb + 84Sr и 149Sm + 150Nd. Фториды отгоняли трехкратным выпариванием в 12 М HCl. Выделение Rb, Sr и суммы редких земель проводили методом ионообменной хроматографии на фторопластовых колонках с 3.5 мл смолы Dowex 50 × 8. В качестве элюента использовали 2.4 М HCl. Выделяли Nd и Sm на колонках EichromLn.spec со ступенчатым элюированием 0.15, 0.30 и 0.70 М HCl. Воспроизводимость изотопного анализа контролировали по международным стандартам SRM-987 для Sr и JNdi-1 [Tanaka et al. 2000] для Nd. Полученные изотопные отношения 87Sr/86Sr = 0.710236 ± 40 и 143Nd/144Nd = 0.512110 ± 21 (Р = 0.95, n = 1).

Химический состав пород, включая микроэлементы, определяли в ФГУП “ИМГРЭ” методами индуктивно связанной плазмы ICP-AES на эмиссионном спектрометре Optima 3300 RL, а также методом индуктивно связанной плазмы ICP-МS на масс-спектрометре Elan 6100 DRC с нижним пределом обнаружения от 1.0 до 10 г/т. Дрейф приборов и матричные эффекты учитывали с использованием внутреннего стандарта, а также по периодическому измерению контрольной пробы.

Для перевода проб в раствор использовали два метода пробоподготовки. Первый - разложение проб и перевод их в раствор - осуществляли с помощью микроволновой системы пробоподготовки Berghof MWS-3 при 200°C в течение 30 мин. Навеску пробы 100 мг разлагали в растворе 1 мл HF + 4 мл HNO3, разбавляли до объема 40 мл 5% HNO3 и добавляли внутренний стандарт (0.5 мл раствора In = 4 мг/л). Второй метод разложения - плавление навесок проб (50 мг) с метаборатом лития (1:5) при 1000°C в графитовых тиглях с пиропокрытием в атмосфере аргона. Полученный королек растворяли в 50 мл 5% HNO3 с содержанием In 14.09 мг/л.

 

РЕЗУЛЬТАТЫ ИССЛЕДОВАНИЙ

Результаты определения концентрации Rb, Sr, Sm, Nd и изотопного состава неодима и стронция приведены в табл. 4.

Таблица 4

Полученные изотопные отношения неодима и стронция отчетливо разбиваются на две группы. В шести образцах керна скважин, вне зависимости от их состава и степени измененности, измеренные изотопные отношения стронция (0.70385-0.70524) и неодима (0.51286-0.51300) варьируют в относительно узких пределах и находятся в области мантийных значений. Напротив, образцы, поднятые с океанического дна, характеризуются гораздо более широкими вариациями измеренных изотопных отношений стронция (0.70571-0.72588) и неодима (0.51055-0.51280), значительно сдвинутыми в сторону значений, типичных для древних континентальных пород. Соответственно и значения Sm-Nd модельного возраста для образцов базальтов и андезибазальтов из керна скважин относительно невелики и слабо варьируют от 0.29 до 0.39 млрд лет, тогда как материал из драгировок резко отличается по этому параметру: от 1.5 до 2.8 млрд лет.

Надежных оценок возраста имеющихся образцов в настоящее время нет, поэтому при расчете начальных изотопных отношений мы исходили из следующих соображений. Возраст разбуренных вулканитов был принят равным ~130 млн лет на основании геотектонических оценок времени заложения Амеразийского бассейна [Шипилов, 2008] и данных K-Ar датирования базальтов о. Беннета [Silantyev et al., 2004]. Возможная неопределенность в принятом значении возраста (по нашим оценкам не более первых десятков миллионов лет) лишь незначительно сказывается на начальных изотопных отношениях этих пород и не может повлиять на сделанные ниже выводы. С образцами, поднятыми драгой, ситуация несколько сложнее. Они сильно различаются по типу пород, по химическому, изотопному составу и по возрасту источника. Для них в табл. 4 начальные изотопные отношения рассчитаны на 250 млн лет (возраст сибирских траппов по [Kamo et al., 2003]), хотя мы понимаем всю условность такого расчета. В обоих случаях поправки к величинам изотопных отношений на возраст пород невелики и принципиально не влияют на наши рассуждения и выводы.

 

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

На рис. 4а показана связь между изотопным составом неодима (εNd) и стронция. Рис. 4б связывает изотопные отношения неодима и содержание неодима, а на рис. 4в показана зависимость между изотопным составом неодима и Sm/Nd отношением в исследованных нами образцах и некоторых группах пород, для которых данные заимствованы из литературы. Как видно, полученные нами данные разбиваются на две четких неперекрывающихся группы: вулканиты из скважин имеют более высокие изотопные отношения неодима и более низкие - стронция, чем породы, поднятые драгой. В целом обе группы точек на рис. 4а отклоняются вправо от мантийной корреляции (mantle array), которая трассируется данными для MORB и базальтов островов и подводных гор. Отчасти такое отклонение может быть связано с неточным учетом поправки на накопление радиогенных 87Sr и 143Nd для наших образцов, т.к. их возраст оценивается приблизительно и по косвенным данным. Однако, это лишь отчасти, т.к. ни при каких значениях возраста точки, отвечающие вулканитам из керна скважин, не оказываются на оси мантийной совокупности, и увеличение расчетного возраста лишь отдаляет их от мантийной совокупности. Возможно также, что сдвиг по изотопному составу стронция вправо от мантийной совокупности мог быть обусловлен вторичными изменениями изученных пород. Поэтому более надежные выводы можно сделать из рассмотрения графиков 4б и 4в, т.к. Sm-Nd изотопная система менее подвержена искажениям при умеренных вторичных изменениях пород, чем Rb-Sr система.

Рисунок 4

Сочетание изотопных отношений неодима и содержания неодима (рис. 4б) в образцах вулканитов из керна скважин нехарактерно ни для MORB Северного Ледовитого океана [De Paolo and Wasserburg, 1979; Lightfoot et al, 1993; Wooden et al., 1993; Hawkesworth et al., 1995; Arndt et al., 1998], ни для континентальных трапповых вулканитов Сибирской платформы [Muhe et al., 1997; Goldstein et al., 2008; Krivolutskaya et al., 2012]. Гораздо лучше они отвечают составам базальтов океанических островов и поднятий. Образцы керна с поднятия Менделеева более богаты редкими землями, в частности, неодимом, чем базальты MORB и имеют более низкие Sm/Nd отношения и изотопные отношения неодима, что свидетельствует об их происхождении из обогащенного источника по сравнению с источником MORB. Совпадение же с составами базальтов островов Де-Лонга [Silantyev et al., 2004] и Земли Франца-Иосифа [Ntaflos and Richter, 2003] выглядит просто идеальным как на графике рис. 4б, так и на графике рис. 4в, где изотопный состав неодима показан в зависимости от Sm/Nd отношения. Такое совпадение, на наш взгляд, вполне может рассматриваться как подтверждение их общего происхождения в составе крупной магматической провинции (LIP), как это обосновывается в работе [Шипилов, 2008].

Образцы, отобранные с океанического дна путем драгирования, имеют более низкие изотопные отношения неодима и заметно более широкие вариации изотопного состава стронция. К тому же, они характеризуются довольно древними значениями Sm-Nd модельного возраста, от 1.5 до 2.8 млрд. лет, что характерно лишь для пород, чьим источником была континентальная кора или субконтинентальная литосферная мантия, не вовлеченная в процесс мантийной конвекции [Костицын, 2007]. В целом эта группа точек, за исключением двух, на графиках рис. 4 вполне совпадает с полем сибирских траппов, имеющих гетерогенный изотопный состав как стронция, так и неодима. Многие составы траппов в свою очередь несут значительную примесь континентальной компоненты и, в частности на графике 4в, сдвинуты в область, характерную для осадочных и метаморфических пород. Однако два драгированных образца (гранит D-00/2 и андезит D-06/1) имеют еще более кóровые характеристики изотопного состава стронция и неодима (табл. 4, рис. 4в) по сравнению с сибирскими траппами. В них древний кóровый компонент явно преобладает. Весьма вероятно, что большая часть этого по-видимому, дальнеприносного драгированного материала также имеет континентальное происхождение. Таким образом, на всех графиках данные для образцов керна и драгировок не перекрьшаются между собой. Видно, что образцы керна скважин тяготеют к полю базальтов океанических островов, а состав драгировок ближе к континентальным породам. На всех трех графиках данные для керна скважин поднятия Менделеева совпадают с данными для островов Де-Лонга и Земли ФранцаИосифа, что, скорее всего, отражает единство их источника и сходство условий образования.

Какой-либо закономерной связи между изотопным составом стронция или неодима и географическим положением или глубиной точек опробования в наших данных не наблюдается.

Изотопное отношение неодима в образцах керна отчетливо положительно коррелировано с содержанием Mg, Mn, Fe, Ti, Ni, Zn, Y, HREE и отрицательно - с Be, K, Cu, Rb, Ba, Th, что вполне логично согласуется со свойствами этих элементов и дополнительно подтверждает в целом хорошую сохранность элементного и изотопного состава этих образцов.

Образцы керна и из драгировок различаются также по текстурно-структурным особенностям (табл. 3) и по химическому составу (табл. 2). На TAS-диаграмму (рис. 5) вынесены данные для пород из керна скважин и поднятых при драгировании на поднятии Менделеева, в т.ч. 12 проб, в которых были исследованы Rb-Sr, Sm-Nd изотопные системы (они отмечены соответствующими номерами). На графике видно, что составы керна попадают в поля умеренной щелочности (трахибазальты, трахиандезибазальты, трахиандезиты, трахиты) и низкой щелочности (базальты и андезибазальты). Что же касается драгированных пород, то точки их составов группируются в поле низкой щелочности (базальты, андезибазальты) с содержанием Na2O + K2O менее 4-5 мас. %.

Рисунок 5

На рис. 6 приведена так называемая спайдер-диаграмма, где нормированные на состав примитивной мантии содержания элементов выстроены в порядке нарастания справа налево степени обогащения ими континентальной коры в сравнении с мантийным источником по данным [Palme and ONeill, 2003]. На графике для сравнения приведены поля составов базальтов срединно-океанического хребта Гаккеля [Nauret et al., 2011], базальтов Земли Франца-Иосифа [Ntaflos and Richter, 2003] и траппов Средней Сибири [De Paolo and Wasserburg, 1979; Lightfoot et al, 1993; Wooden et al., 1993; Hawkesworth et al., 1995; Arndt et al., 1998]. Границы полей проведены по первому и третьему квартилям для каждого элемента, т.е. поля включают в себя половину наиболее компактно распределенных данных.

Рисунок 6

Очевидно, что все исследованные образцы поднятия Менделеева в отношении распределения элементов-примесей отличаются от базальтов хребта Гаккеля - географически ближайшего отрезка из системы срединно-океанических хребтов.

На графике видно (рис. 6), что коренные вулканиты в целом значительно обогащены относительно драгированных габбро-долеритов всеми некогерентными элементами. Драгированные габбро-долериты характеризуются однородными, почти плоскими распределениями большинства элементов, лишь с незначительным обеднением наименее несовместимыми элементами (от Sm до Lu). Аномальные выбросы по ряду элементов могут быть обусловлены вторичными изменениями. Так, наиболее аномальным на рис. 6 является спектр метагаббро D-00/3, степень вторичной измененности минералов которого оценивается в 50-60% (табл. 1). Распределение элементов в образцах драгировок в целом близко к таковым в сибирских траппах, что согласуется с обсуждавшимися выше изотопными данными.

Составы коренных вулканитов из керна скважин при широком разбросе содержания всех элементов в целом характеризуются обогащенными спектрами, т.е. повышенным уровнем крупных катионов. Разброс состава вулканитов перекрывает и поле сибирских траппов, и поле вулканитов острова Франца-Иосифа. Поэтому анализ распределения элементов в вулканитах поднятия Менделеева дает менее определенную информацию о происхождении этих пород, чем обсуждавшиеся выше их изотопные характеристики.

 

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

В работе получены первые изотопные данные для коренных и перемещенных пород поднятия Менделеева в Северном Ледовитом океане, собранных в ходе экспедиции «Арктика-2012». Образцы коренных вулканитов из скважин поднятия Менделеева обладают компактными изотопными отношениями неодима (εNd (Т) от +4.3 до +7.0) и стронция (87Sr/86Sr от 0.70365 до 0.70495). Вариации изотопного состава и содержания неодима в коренных вулканитах поднятия Менделеева типичны для вулканических пород островов и поднятий дна океанов.

Образцы магматических пород основного и среднего состава, собранные со дна океана, обладают широкими вариациями изотопного состава неодима (εNd (Т) от –33.1 до +2.9) и стронция (87Sr/86Sr от 0.7050 до 0.7233) и на диаграммах εNd - содержание Nd и εNd - Sm/Nd попадают в поля континентальных пород с древним Sm-Nd модельным возрастом.

Полученные изотопно-геохимические данные показали, что источником вещества вулканических пород основного и среднего состава, разбуренных на поднятии Менделеева, были мантийные расплавы, которые, в отличие от MORB, формировались при плавлении обогащенной мантии. Sm–Nd изотопные характеристики вулканитов поднятия Менделеева очень хорошо совпадают с таковыми для вулканитов островов Де-Лонга [Silantyev et al., 2004] и Земли Франца-Иосифа [Ntaflos and Richter, 2003], что допускает их единое происхождение в составе юрско-меловой крупной магматической провинции (LIP) [Шипилов, 2008].

Авторы благодарны Н.М. Сущевской и Н.Л. Миронову, чьи замечания помогли улучшить исходный вариант рукописи.

 

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

Беляцкий Б.В., Ларионов А.Н., Андреева А.И., Кабаньков В.Я., Грикуров Г.Э. (2006) Оценка возраста и источников сноса кварцевых песчаников поднятия Менделеева (Северный Ледовитый океан): морфология и SHRIMP анализ цирконов. Материалы III Российской конференции по изотопной геохронологии, 6-8 июня. ИГЕМ РАН. М.: ГЕОС, 1, 101-105.

Вогт П.В., Ковач Л.К., Перри Р.К., Тейлор П.Т. (1984) Амеразийский бассейн, Северный Ледовитый океан: магнитные аномалии и их расшифровка. Труды XXVII МГК 4, 128-136.

Геолого-минерагеническая карта мира. Масштаб 1:15000000. Объяснительная записка, часть 1 «Геология и минерагения континентов, транзиталей и Мирового океана» (2000) (Под ред. Красного Л.И. и др.) СПб.: Картфабрика ВСЕГЕИ, 295 с.

Глебовский В.Ю., Каминский В.Д., Минаков А.Н., Меркурьев С.А., Чилдерс В.А., Брозина Д.М. (2006) История формирования Евразийскогобассейна Северного Ледовитого океана по результатам геоисторического анализа аномального магнитного поля. Геотектоника. №4, с. 21-42.

Гуревич Н.И., Мащенков С.П., Астафурова Е.Г. (2001) Новые сведения об эволюции Амеразийского суббассейна (Северный Ледовитый океан) по геофизическим данным. Геология морей и океанов. Тез. докл. Международной Школы морской геологии. Том 1, с. 159-160.

Деменицкая Р.М., Карасик А.М., Киселев Ю.Г. (1962) Итоги изучения земной коры в Центральной Арктике геофизическими методами. Проблемы Арктики и Антарктики. Вып. 11. Л.: Морской транспорт, 91-95.

Кабаньков В.Я., Андреева И.А., Крупская В.В., Каминский Д.В., Разуваева Е.И. (2008) Новые данные о составе и происхождении донных осадков южной части поднятия Менделеева (Северный Ледовитый океан). Докл. РАН. Том 419. № 5, с. 653-655.

Карасик A.M. (1968) Магнитные аномалии хребта Гаккеля и происхождение хребта Гаккеля Северного Ледовитого океана. Геофизические методы разведки в Арктике. Вып. 5. Л.: НИИГА, с. 9-19.

Киселев Ю.Г. (1986) Глубинная геология Арктического бассейна. М.: Недра, 224 с.

Костицын Ю.А. (2004) Sm-Nd и Lu-Hf изотопные системы Земли: отвечают ли они хондритам? Петрология. Том 12. № 5, с. 451-466.

Костицын Ю.А. (2007) Взаимосвязь между химической и изотопной (Sr, Nd, Hf, Pb) гетерогенностью мантии. Геохимия. Том 45. № 12, с. 1267-1291.

Ласточкин А.Н., Нарышкин Г.Д. (1989) Новые представления о рельефе дна Северного Ледовитого океана. Океанология. № 6, с. 968-973.

Лебедева-Иванова Н.Н., Лангинен А.Е., Заманский Ю.Я., Сергеев М.Б. (2004) Сейсмическая модель земной коры вдоль геотраверса «Острова Де-Лонга - котловина Макарова» Геолого-геофизические характеристики литосферы Арктического региона. Вып. 5. СПб.: ВНИИОкеангеология, с. 125-140.

Погребицкий Ю.Е. (1997) Раскрытие Северного Ледовитого океана и существующиегеологические процессы на окружающих континентах. Региональная геология и металлогения. № 7, с. 129-136.

Поселов В.А., Грамберг И.С., Мурзин Р.Р., Буценко В.В., Каминский В.Д., Сорокин М.Ю., Погребицкий Ю.Е. (2002) Структура и границы континентальной и океанической литосферы Арктического бассейна. Российская Арктика: геологическая история, минерагения, геоэкология (Под ред. Додина Д.А., Суркова В.С.). СПб.: ВНИИОкеангеология, с. 121-133.

Рекант П.В., Гусев Е.А., Черных А.А., Зинченко А.Г., Басов В.А., Куприянова Н.В., Виноградов В.А., Бондаренко С.А., Зыков Е.А., Кабаньков В.Я., Супруненко О.И., Шустова Н.В., Усов А.Н., Коршунов Д.А. (2011) Геологическая карта. Масштаб 1:1000000. Серия Океанская. Лист U-53-56 - хр. Ломоносова. Объяснительная записка. СПб.: Картографическая фабрика ВСЕГЕИ, 66 с.

Рекант П.В., Гусев Е.А. (2012) Сейсмогеологическая модель строения осадочного чехла прилаптевоморской части хребта Ломоносова и прилегающих глубоководных котловин Амундсена и Подводников. Геология и геофизика. Том 53. №11, с. 1497-1512.

Шипилов Э.В. (2008) Генерации спрединговых впадин и стадии распада Вегенеровской Пангеи в геодинамической эволюции Арктического океана. Геотектоника. № 2, с. 1-23.

Рекант П.В., Пяткова М. Н.,Николаев И.Д., Талденкова Е.Е. (2012) Донно-каменный материал отрога Геофизиков как петротип фундамента южной части хребта Ломоносова (Северный Ледовитый океан). Геология и геоэкология континентальных окраин Евразии. Вып. 4. Специальный выпуск. Геология и полезные ископаемые окраинных морей Евразии. М.: ГЕОС, с. 29-40.

Arndt N., Chauvel C., Czamanske G., Fedorenko V. (1998) Two mantle sources, two plumbing systems: tholeiitic and alkaline magmatism of the Maymecha River basin, Siberian flood volcanic province. Contrib. Mineral. Petrol. 133, 297-313.

Backman J., Jakobsson M., Frank M., Sangiorgi F., Brinkhuis H, Stickley C., O’Regan M., Løvlie R., Pälike N., Spofforth D.,Gattacecca J., Moran K., King J., Heil C. (2008) Age model and core-seismic integration for the Cenozoic Arctic Coring Expedition sediments from the Lomonosov Ridge. Paleoceanography 23, 1-15.

Brozena J.M., Childers V.A., Lawver L.A., Gahagan L.M., Forsberg R., Faleide J.I., Eldholm O. (2003) New aerogeophysical study of the Eurasian Basin and Lomonosov Ridge: Implications for basin development. Geology 31(9), 825-828.

Coakley B.J., Cochran J.R. (1998) Gravity evidence of very thin crust at the Gakkel Ridge (Arctic Ocean). Earth Planet. Sci. Lett. 162, 81-95.

De Paolo D.J., Wasserburg G.J. (1979) Neodymium isotopes in flood basalts from the Siberian Platformand inferences about their mantle sources. Proceedings of the National Academy of Sciences USA 76(7), 3056-3060.

Forsyth D.A., Asudeh I., Green A.G., Jackson H.R. (1986) Crustal Structure of the northern Alpha Ridge beneath the Arctic Ocean. Nature 322, 349-352.

Glebovsky V.Yu., Kovacs L.C., Maschenkov S.P., Brozena J.M. (2000) Joint Compilation of Russian and US Navy Aeromagnetic Data in the Central Arctic Seas. Polarforschung 68, 35-40.

Goldstein S.L., Soffer G., Langmuir C.H., Lehnert K.A., Graham D.W., Michael P.J. (2008) Origin of a “Southern Hemisphere” geochemical signature in the Arctic upper mantle. Nature 453, 89-93.

Grantz A., Clark D.L., Phillips R.L., Srivastava S.P., Blome C.D., Gray L.B., Haga H., Mamet B.L., McIntyre D.J., McNeil D.H., Mickey M.B., MullenM.W., Murchey B.I., Ross C.A., Steven C.H., Silberling N.J., Wall J.H., Willard D.A. (1998) Phanerozoic stratigraphy of Northwind Ridge, magnetic anomalies in the Canada Basin, and the geometry and timing of rifting in the Amerasian Basin, Arctic Ocean. Geol. Soc. Am. Bull. 110, 801-820.

Grantz A., Pease V.L., Willard D.A., Phillips R., Clark D. (2001) Bedrock cores from 89° north: Implications for the geologic framework and Neogene paleoceanolograhy of Lomonosov Ridge and a tie to the Barents shelf . Geol. Soc. Amer. Bull. 113 (10), 1272-1281.

Hall J.K. (1970) Geophysical evidence for ancient Seafloor Spreading from Alpha Cordillera and Mendeleyev Ridge. Arctic Geology. Memoir. 19. AAPG, 542-561.

Hawkesworth C.J., Lightfoot P.C., Fedorenko V.A., Blake S., Naldrett A.J., Doherty W., Gorbachev N.S. (1995) Magma differentiation and mineralisation in the Siberian continental flood basalts. Lithos. 34, 61-88.

Jackson H. R., Forsyth D.A., Johnson G.L. (1986) Oceanic affinities of the Alpha Ridge, Arctic ocean. Marine Geol. 73, 237-261.

Kamo S.L., Czamanske G.K., Amelin Y., Fedorenko V.A., Davis D.W., Trofimov V.R. (2003) Rapid eruption of Siberian flood-volcanic rocks and evidence for coincidence with the Permian-Triassic boundary and mass extinction at 251 Ma. Earth Planet. Sci. Lett. 214(1), 75-91.

Krivolutskaya N.A., Sobolev A.V., Mikhailov V.N., Plechova A.A., Kostitsyn Yu.A., Roschina I.A., Fekiacova Z. (2012) Parental melt of the Nadezhdinsky Formation: geochemistry, petrology and connection with Cu-Ni deposits (Norilsk area, Russia). Chem. Geol. 302-303b, 87-105.

Langinen A.E., Gee D.G., Lebedeva-Ivanova N.N., Zamansky Yu.Ya. (2009) Correlations between the Lomonosov Ridge, Marvin Spur and adjacent basins of the Arctic Ocean based on seismic data. Tectonophysics 472, 309-322.

Lightfoot P.C., Hawkesworth C.J., Hergt J., Naldrett A.J., Gorbachev N.S., Fedorenko V.A., Doherty W. (1993) Remobilisation of the continental lithosphere by a mantle plume: major-, trace-element, and Sr-, Nd-, and Pb-isotope evidence from picritic and tholeiitic lavas of the Noril’sk District, Siberian Trap, Russia. Contr. Miner. Petrol. 114, 171-188.

Moran K., Backmann J., Brinkhuis H., Clemens S.C., Cronin T., Dickens G.R., Eynaud F.,Gattacceca J., Jakobsson M., Jordan R.W., Makinski M., King J., Koc N., Krylov A., Martinez N., Matthiessen J., McInroy D., Moore T.C., Onodera J., O’ReganM., Pslike H., Rea B., Rio D., Sakamoto T., SmithD.C., Stein R., St. John K., Suto I., Suzuki N., Takahashi K., Watanabe M., Yamamoto M., Farrell J., Frank M., Kubik P., Jokat W., Kristoferssen Y. (2006) The Cenozoic palaeoenvironment of the Arctic Ocean. Nature 441(7093), 601-605.

Mühe R., Devey C.W., Bohrmann H. (1993) Isotope and trace element geochemistry of MORB from the Nansen-Gakkel ridge at 86° north. Earth Planet. Sci. Lett. 120, 103-109.

Mühe R., Peucker-Ehrenbrink B., Devey C.W., Garbe-Schönberg D. (1997) On the redistribution of Pb in the oceanic crust during hydrothermal alteration. Chem. Geol. 137, 67-77.

Nauret F., Snow J.E., Hellebrand E., Weis D. (2011) Geochemical Composition of K-rich Lavas from the Lena Trough (Arctic Ocean). J. Реtrl. 52, 1185-1206.

Ntaflos T., Richter W. (2003) Geochemical constraints on the origin of the Continental Flood Basalt magmatism in Franz Josef Land, Arctic Russia. Eur. J. Mineral. 15, 649-663.

Silantyev S.A., Bogdanovskii O.G., Fedorov P.I., Karpenko S.F., Kostitsyn Yu.A. (2004) Intraplate magmatism of the De Long Islands: A response to the propagation of the ultraslow-spreading Gakkel Ridge into the passive continental margin in the Laptev Sea. Rus. J. Earth Sciences 6(3), 1-31.

Tanaka T., Togashi S., Kamioka H., Amakawa H., Kagami H., Hamamoto T., Yuhara M., Orihashi Y., Yoneda Sh., Shimizu H., Kunimaru T., Takahashi K., Yanagi T., Nakano T., Fujimaki H., Shinjo R., Asahara Y., Tanimizu M., Dragusanu C. (2000) JNdi-1: a neodymium isotopic reference in consistency with La Jolla neodymium. Chem. Geol. 168, 279-281

Palme H., O’Neill H.S.C. (2003) Cosmochemical estimates of mantle composition. Treatiseon geochem. 2, 1-38.

Vogt P.R., Ostenso N.A. (1970) Magnetic and gravity profiles across the Alpha Cordillera and their relation to Arctic sea-floor spreading. J. Geoph. Res. 75, 4925-4938.

Wooden J.L., Czamanske G.K., Fedorenko V.A., Arndt N.T., Chauvel C., Bouse R.M., King B.-S.W., Knight R.J., Siems D.F. (1993) Isotopic and trace-element constraints on mantle and crustal contributions to Siberian continental flood basalts, Noril’sk area, Siberia. Geochim. Cosmochim. Acta 57, 3677-3704.

 

 

Ссылка на статью:

Кременецкий А.А., Костицын Ю.А., Морозов А.Ф., Рекант П.В. Источники вещества магматических пород поднятия Менделеева (Северный Ледовитый океан) по изотопно-геохимическим данным // Геохимия. 2015. № 6. С. 487-501.

 





eXTReMe Tracker


Flag Counter

Яндекс.Метрика

Hosted by uCoz