Записки Российского минералогического общества, 2022, T. 151, № 1, стр. 49-73

ВВЕДЕНИЕ

За последние десятилетия находки древнего циркона в молодых породах Мирового Океана перестали быть редкостью. При этом практически все известные находки древних ксенокристов циркона имеют отношение к Срединно-Атлантическому хребту (САХ) в Южной Атлантике (Беляцкий и др., 1997; Шарков и др., 2004; Бортников и др., 2008, 2019; Костицын и др., 2009, 2015, 2018; Сколотнев и др., 2010; Аранович и др., 2013; Кременецкий и др., 2018; Шулятин и др., 2019). Этот район Мирового Океана систематически исследовался на протяжении последних лет. Встречаются древние ксенокристы циркона и в породах Индийского океана (Torsvik et al., 2013; Сheng et al., 2016; Ashwal et al., 2017). Существует множество гипотез об их происхождении. Предполагается, что они связаны с фрагментами древней океанической литосферы, либо “доокеанической” коры, либо “растащенного” древнего докембрийского субстрата, либо блоков нижней континентальной коры в астеносферной мантии, либо гетерогенной расслоенной литосферной мантии под хребтами (Кременецкий, Громалова, 2013).

Циркон зачастую является единственным сохраняющимся минералом из пород древней коры, поэтому он выступает уникальным индикатором корообразующих процессов. Установлено, что циркон сохраняет в себе изотопно-геохимические метки и несет информацию о переработке древней коры под воздействием различных геодинамических процессов (Pilot et al., 1998; Сheng et al., 2016; Ashwal et al., 2017; Bea et al., 2020).

В работе на основе современных аналитических методов продемонстрирована множественность источников поступления древнего циркона в молодую океаническую кору и получены новые данные о его геохимических особенностях, дополняющие результаты предшественников.

ХАРАКТЕРИСТИКА ОБЪЕКТА ИССЛЕДОВАНИЯ

Территория исследования располагается в пределах хребта Шака (рис. 1), в районе западной оконечности Юго-Западного Индийского хребта (ЮЗИХ). По современным представлениям он является “ультрамедленным” срединно-океаническим хребтом со скоростью спрединга 14–18 мм/год. Его формирование началось в результате распада суперконтинента Гондвана в мезозойскую эру (Norton, Sclater, 1979). Хребет протягивается на 8000 км от тройного сочленения Буве в Южной Атлантике до тройного сочленения Родригес в центральной части Индийского океана. ЮЗИХ характеризуется интенсивно расчлененным рельефом с перепадом высот до 4 км и более, а также присутствием значительного количества трансформных разломов (ТР). Одним из них является разлом Шака, к северо-восточному флангу которого примыкает одноименный хребет Шака в виде подводной возвышенности, протягивающийся на северо-восток.

Рис. 1.

Карты района хребта Шака (а) и положение станции драгирования (б). В качестве топографической основы использована информация из открытых источников (https://www.google.com/maps). Fig. 1. Map of the Shaka Ridge area (а) and Station 3 denotes sampling location (б). Information from open sources (https://www.google.com/maps) was used as a topographic basis.

Первые детальные геолого-геофизические исследования в районе хребта Шака были проведены сотрудниками Вудсхоулского Океанографического Института (WHOI) в рамках программы геофизического картирования и драгировочных работ ЮЗИХ между 9° в.д. и 16° в.д. в декабре 2000 – январе 2001 г.г. В результате проведенных исследований были сделаны выводы о неоднородности верхней мантии в пределах района, выражающейся в различных показателях гравитационного поля и взаимодействии горячей точки Буве с ТР Шака примерно 20 млн лет назад (Lin et al., 2001). Достоверной информации о возникновении и становлении хребта Шака в настоящее время нет.

В основу настоящей работы положен донно-каменный материал, поднятый в ходе экспедиции научно-исследовательского судна “Академик Федоров” в 2016 г. Все образцы отбирались при помощи пробоотборника типа “драга” с заранее выбранных станций драгирования. Суммарно в пределах исследуемой акватории было поднято около 696 кг осадочных и магматических пород.

Циркон выделялся из представительных образцов габброидов (обр. 3-1-1, 3-2-11, 3-2-23), отобранных на северо-восточном фланге средней части хребта (рис. 1). Ранее для того же района было выполнено изотопно-геохимическое исследование циркона из образца габбро-диорита (обр. 3-2-55) (Skublov et al., 2022). Ниже дано описание изученных образцов.

Обр. 3-1-1. Габбро-долерит. Угловатый изометричный образец размером 27 × 35 см массой около 35 кг. На поверхности слабо ожелезнен. Порода имеет массивную текстуру, офитовую структуру, с элементами микрографической структуры (20–30% объема породы занимают микрографические срастания плагиоклаза). Сложена основным плагиоклазом An₄₀ (50%), клинопироксеном (45%) и биотитом (5%). Плагиоклаз соссюритизирован. Биотит частично замещается хлоритом, пироксен – амфиболом. Акцессорные минералы представлены цирконом и апатитом.

Обр. 3-2-11. Роговообманковое габбро. Угловатый изометричный образец размером 18 × 38 см массой около 14 кг. На поверхности образца наблюдается корочка Fe-Mn оксидов толщиной 1–2 мм. Порода имеет массивную текстуру и габбровую структуру. Сложена плагиоклазом An_30–40 (50%) и диопсидом (50%). Последний минерал образует более идиоморфные зерна в сравнении с плагиоклазом. Пироксен в значительной степени замещен роговой обманкой и кальцитом. Плагиоклаз практически не изменен. Акцессорные минералы представлены цирконом и апатитом.

Обр. 3-2-23. Толеитовый базальт. Угловатый изометричный образец размером 10 × 33 см массой около 7 кг. На поверхности образца присутствует корочка Fe-Mn оксидов толщиной 0.5 мм. Порода имеет поровую текстуру (с размерами пор 0.5–1 мм), порфировую структуру и гиалоофитовую структуру основной массы. Порфировые вкрапленники занимают до 85% от объема породы. Они представлены средним плагиоклазом An₃₇ (80%), диопсидом (15%) и оливином (5%). Вкрапленники плагиклаза характеризуются зональным строением, которое подчеркивается включениями вулканического стекла. Иногда они образуют гломеропорфировые сростки.

МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЙ

Зерна циркона были извлечены из вмещающих пород при помощи стандартных методик с использованием электромагнитной сепарации и тяжелых жидкостей в Институте геологии и геохронологии докембрия РАН. Далее были изготовлены шайбы из эпоксидной смолы, в которые изучаемые зерна циркона были помещены вместе со стандартными образцами циркона TEMORA-2 (Black et al., 2004) и 91 500 (Weidenbeck et al., 1995). Аналитические точки для исследования были выбраны с использованием изображений циркона в проходящем и отраженном свете, чтобы избежать попаданий зонда в трещины и микровключения. Катодолюминесцентные изображения (CL) и фотографии в обратно-рассеянных электронах (BSE) были получены в Центре изотопных исследований Всероссийского геологического научно-исследовательского института им. А.П. Карпинского (ВСЕГЕИ) с помощью сканирующего электронного микроскопа CamScan MX2500S.

Циркон датировался U-Pb методом на ионном микрозонде SHRIMP-II во ВСЕГЕИ. Измерения проводились по методике, описанной в работах (Williams et al., 1998; Rodionov et al., 2012; Bröcker et al., 2014). Диаметр аналитического кратера составлял около 20 мкм в поперечнике. Полученные данные обрабатывались с помощью программы SQUID (Ludwig, 2001). Отношения U/Pb были нормированы относительно значения этого отношения в стандартном цирконе TEMORA (0.0668), что соответствует возрасту 416.75 млн лет (Black et al., 2004). Погрешности единичных анализов (соотношения U/Pb и возраст) приведены на уровне ±1σ, а погрешности вычисленного конкордантного возраста и пересечений дискордии – на уровне 2σ (табл. 1). Погрешность стандартной калибровки варьировала в интервале 0.32–0.41%. Графики с конкордией были построены с использованием программы ISOPLOT/EX (Ludwig, 2003).

Изотопный состав кислорода в цирконе определялся в Институте геологии и геофизики Китайской академии наук на ионном микрозонде Cameca IMS-1280. Аналитические процедуры аналогичны описанным в работах (Li et al., 2010; Tang et al., 2015). Первичный кратер пучка Cs⁺ имел размер до ~15 мкм. Измеренные соотношения ¹⁸O/¹⁶O были нормированы к стандартному VSMOW (¹⁸O/¹⁶O = 0.0020052). Измерения изотопов кислорода проводились в точках, расположенных непосредственно рядом с кратерами после изотопного анализа U-Pb методом. Перед измерением образец был повторно отполирован, чтобы удалить образовавшиеся кратеры от предыдущих анализов. Инструментальное масс-фракционирование (IMF) было скорректировано с использованием стандарта циркона TEMORA-2. Второй стандарт циркона 91500 был проанализирован как неизвестный, чтобы удостовериться в точности IMF. Одиннадцать измерений циркона 91500 в ходе настоящего исследования дали среднее значение δ¹⁸O 10.13 ± 0.16‰ (2SD). Это согласуется со значением 9.9‰ для стандарта циркона 91500 (Wiedenbeck et al., 2004).

Изучение редкоэлементного состава циркона проводилось с помощью ионного микрозонда Cameca IMS-4f в Ярославском филиале Физико-технического института им. К.А. Валиева РАН. Анализ проводился по методикам, описанным в работах (Hinton, Upton, 1991; Федотова и др., 2008; Dokukina et al., 2014). Размер полевой диафрагмы первичного пучка ${\text{O}}_{2}^{ - }$ ионов составлял около 20 мкм. Каждый анализ был усреднен по 3 циклам измерений. Концентрации редких элементов рассчитывались из нормализованных к матричному иону ³⁰Si⁺ интенсивностей ионов соответствующих элементов с использованием калибровочных кривых, построенных по набору стандартных стекол (Jochum et al., 2000, 2006). Эталонное стекло NIST-610 (Rocholl et al., 2007) использовалось в качестве ежедневного монитора для анализа редких элементов. Точность измерения редких элементов составляла до 10 и 20% для концентраций более 1 ppm и от 0.1 до 1 ppm соответственно. Для построения спектров распределения REE состав циркона был нормирован относительно состава хондрита CI по (Sun, McDonough, 1989). Температура кристаллизации циркона определялась с помощью “Ti-в-цирконе” геотермометра (Watson et al., 2006).

Валовый химический анализ пород проводился классическим методом “мокрой химии” в химико-спектральной лаборатории аналитического центра ВНИИОкеангеологии.

РЕЗУЛЬТАТЫ ИССЛЕДОВАНИЙ

Обр. 3-1-1. Зерна циркона имеют умеренно удлиненную (с коэффициентом удлинения 1 : 2) или изометричную форму (рис. 2, а). Размер зерен варьирует от 150 до 220 мкм по удлинению. Преобладает темно-серая, почти черная окраска на изображениях в режиме CL. Некоторые зерна отличаются неоднородным внутренним строением и осцилляционной тонкополосчатой зональностью в темно-серых тонах (например, зерна 4, 7 на рис. 1, а). В остальных зернах циркона видимой зональности нет.

Рис. 2.

Изображение зерен циркона из габброидов хребта Шака в режиме катодолюминесценции (CL). Кружками показано положение аналитических кратеров. Fig. 2. Cathodoluminescent (CL) photomicrographs of zircons. Circles are the ion microprobe craters.

По 10 из 11 зерен было получено конкордантное значение U-Pb возраста 180 ± 2 млн лет (MSWD = 0.90, рис. 3, а). Содержание U в проанализированных точках колеблется в широком интервале (от 309 до 2792 ppm) при среднем содержании 1578 ppm. Содержание Th варьирует в еще более широком диапазоне от 281 до 12206 ppm при среднем содержании 4956 ppm. Наименьшие содержания Th и U отмечаются в более светлых участках на изображениях в режиме СL. Th/U отношение в продатированных цирконах изменяется от 0.78 до 19.4, составляя в среднем 4.03.

Рис. 3.

Диаграммы с конкордией для циркона из габброидов хребта Шака. Fig. 3. Concordia diagram for zircons from gabbroids of the Shaka Ridge.

Суммарное содержание REE варьирует от 1393 до 7523 pрm (среднее 4860 ppm; табл. 3). При этом сумма содержаний LREE изменяется в пределах 55.3–971 ppm (среднее 242 ppm), а HREE – 3128–7207 ppm (среднее 4535 ppm). Спектры распределения REE для изучаемых зерен циркона имеют дифференцированный характер с преобладанием тяжелых лантаноидов над легкими (рис. 4, а). Отношение Lu_N/La_N варьирует от 122 до 10279. Lu_N/Gd_N отношение, характеризующее степень наклона спектра в области HREE, достаточно выдержанное и изменяется от 1.44 до 11.1. Между суммарным содержанием REE и HREE наблюдается ярко выраженная положительная корреляция (r = 0.99). На всех спектрах отчетливо выделяются положительная Ce- и отрицательная Eu аномалии. Отношение Ce/Ce* варьирует в пределах от 8.40 до 46.9 (среднее 29.4). Отношение Eu/Eu* колеблется от 0.02 до 0.27 (среднее 0.10). На фоне большинства спектров выделяются спектры зерна 7 (более высоким содержанием LREE и низким содержанием HREE) и зерна 4 (отличающиеся пониженным содержанием REE). Оба спектра получены для участков осцилляционной зональности, обладающих более светлой окраской на изображении в режиме CL (рис. 2, а).

Рис. 4.

Спектры распределения REE, нормированные к хондриту CI (McDonough, Sun, 1995) для циркона из габброидов хребта Шака: а – обр. 3-1-1, б – 3-2-11, в – 3-2-23. Fig. 4. REE distribution spectra of zircons from gabbroids of the Shaka Ridge, normalized to chondrite CI (McDonough, Sun, 1995): а – sample 3-1-1, б – sample 3-2-11, в – sample 3-2-23.

Содержание Hf в проанализированном цирконе достаточно высокое и колеблется в интервале от 9798 до 13 856 ppm (среднее 11 934 ppm). Содержание Y варьирует от 2323 до 15 364 ppm (среднее 8999 ppm) и демонстрирует сильную положительную корреляцию с общим содержанием HREE (r = 0.99). Содержание P, меняющееся от 81.5 до 690 ppm (среднее 374 ppm), положительно коррелирует с содержанием Y (r = 0.96) и суммарным содержанием HREE (r = 0.96), что согласуется с “ксенотимовым” типом изоморфизма в цирконе (Y, REE)³⁺ + P⁵⁺ = Zr⁴⁺ + Si⁴⁺ (Finch, Hanchar, 2003).

В некоторых зернах циркона наблюдается повышенное содержание неформульных элементов. Например, содержание Са варьирует от 26.1 до 98.9 ppm (среднее 46.7 ppm). Содержание Sr варьирует в более узком диапазоне (от 1.16 до 3.61 ppm, среднее 2.31 ppm). Содержание Ti изменяется от 4.44 до 11.3 ppm (среднее 7.46 ppm), что соответствует диапазону температуры кристаллизации от 617 до 754 °C (Watson et al., 2006).

Значение величины δ¹⁸O в проанализированном цирконе варьирует от 5.09 до 5.74‰ (среднее 5.47‰).

Обр. 3-2-11. Зерна циркона имеют изометричную, часто удлиненную форму (коэффициент удлинения около 1 : 2). Границы зерен, как правило, неправильной формы, часто округлые (рис. 2, б). Размер зерен по удлинению колеблется от 320 до 740 мкм. Под бинокуляром зерна имеют коричневую окраску, некоторые бесцветны. Бесцветные разновидности прозрачны, в коричневых зачастую наблюдается сильная трещиноватость. Большинство зерен циркона обладает зональным внутренним строением. В режиме CL окраска центральной части зерен темно-серая, почти черная, краевых частей – светло-серая. Краевые части достигают максимальной мощности (до 200 мкм) в области вершин кристаллов. Незначительная часть зерен имеет светло-серую окраску, доходящую участками до белого цвета. Внутреннее строение зерен циркона сложное. В некоторых зернах наблюдается тонкополосчатая осцилляционная зональность (например, зерна 3, 7, 8; рис. 2, б). В зернах светло-серого оттенка в CL присутствует секториальность (зерна 12 и 13; рис. 2, б).

Зерна циркона были продатированы в 27 точках (табл. 2). Значения ²⁰⁶Pb/²³⁸U возраста циркона находятся в интервале 490–611 млн лет с максимумом около 530 млн лет на графике плотности вероятности (рис. 3, б, врезка). Для зерен с четко выраженными краевыми зонами наблюдается возрастная зональность. Так, в зерне 7 для точек 7.1, 7.4 и 7.5, относящихся к центральной части с выраженной тонкополосчатой осцилляционной зональностью в серых и темно-серых тонах, среднее значение ²⁰⁶Pb/²³⁸U возраста составляет около 592 млн лет. Для точек 7.2 и 7.3, расположенных в краевой зоне практически черного оттенка в СL, среднее значение ²⁰⁶Pb/²³⁸U возраста равняется 545 млн лет. Зерно 8 отличается максимальной по мощности краевой зоной в светло-серых тонах (рис. 2, б). Значения ²⁰⁶Pb/²³⁸U возраста в центральной части зерна с черным оттенком в CL (точка 8.1) и в светло-серой краевой зоне (точка 8.2) незначительно отличаются друг от друга (538 и 552 млн лет соответственно). Во внешней тонкой (толщиной не более 20 мкм, точка 8.3) кайме черного цвета значение ²⁰⁶Pb/²³⁸U возраста существенно меньше (490 млн лет).

Содержание U в продатированном цирконе колеблется в очень широком диапазоне (от совсем низкого 79.5 ppm до значительного – 8937 ppm), составляя в среднем 1356 ppm. Концентрация Th низкая, его содержание варьирует от 6.16 до 572 ppm (среднее 120 ppm). Наименьшие содержания U и Th отмечаются для светло-серых и белых областей зерен на изображениях в режиме CL. Наибольшие же содержания этих элементов наблюдаются в почти черных в CL участках. Величина Th/U отношения варьирует в пределах от 0.03 до 0.30, составляя в среднем 0.13.

Суммарное содержание REE изменяется от 42.6 до 1317 pрm (среднее 389 ppm). Суммарное содержание LREE варьирует от 2.03 до 70.9 ppm (среднее 20.9 ppm), а HREE – от 39.6 до 1271 ppm (среднее 363 ppm). Спектры распределения REE для изучаемых зерен циркона носят дифференцированный характер с преобладанием тяжелых REE над легкими (рис. 4, б). Отношение Lu_N/La_N варьирует от 96.7 до 13 562 (среднее 3403). Отношение Lu_N/Gd_N изменяется от 5.42 до 108 (среднее 49.8), указывая на переменную степень наклона спектра HREE. Минимальные значения отношения Lu_N/Gd_N фиксируются для внешних кайм циркона черных в CL изображении. Степень проявления положительной Ce- и отрицательной Eu аномалий также варьирует. Величина отношения Ce/Ce* изменяется в пределах от 2.60 до 74.2 (среднее 25.6). Значение отношения Eu/Eu* колеблется от 0.19 (ярко выраженная отрицательная аномалия) до 0.83 (сильно редуцированная аномалия). На фоне большинства спектров выделяются спектры, полученные в точках 7.2 и 8.3 (рис. 4, б). Они характеризуются редуцированными Ce- и Eu аномалиями и более высоким содержанием LREE. Спектры распределения REE для остальных точек конформны и повторяют друг друга, отличаясь только уровнем содержаний LREE и HREE.

Содержание Hf в изученном цирконе высокое (от 6928 до 15152 ppm) и в среднем составляет 11778 ppm. Содержание Y умеренное и варьирует в пределах от 57 до 1594 ppm (среднее 481 ppm). Минимальное содержание Y характерно для участков циркона со светло-серой и белой окраской в CL изображении. Содержание Y положительно коррелирует с суммарным содержанием HREE (r = 0.97). Содержание Р меняется в широком диапазоне (от 5.77 до 413 ppm), составляя в среднем 96.3 ppm. Имеют место положительные корреляции между содержаниями P и Y (r = 0.78), P и HREE (r = 0.83).

Содержания неформульных элементов демонстрируют значительные вариации. Содержание Ca колеблется от 0.74 до 100 ppm (среднее 18.6 ppm). Наибольшее содержание Са отмечается, как правильно, в краевых частях зерен, реже – в центральных. Все эти обогащенные Са участки имеют почти черную, темно-серую окраску на изображениях в режиме CL. Между содержанием Ca и суммарным содержанием LREE наблюдается положительная корреляция (r = 0.77). Содержание Sr изменяется в более узком диапазоне, составляя в среднем 1.15 ppm. Содержание Ti варьирует от 6.17 до 23.9 ppm (среднее 1.15 ppm), что соответствует диапазону температуры образования циркона от 695 до 826 °C (Watson et al., 2006).

Величина δ¹⁸O варьирует в узком диапазоне (от 6.50 до 7.84‰) при среднем значении 7.02‰.

Образец 3-2-23. Циркон встречается в виде зерен различной формы и размера, отличающихся разным внутренним строением по данным CL (рис. 2, в). Преобладает изометричная и удлиненная форма (коэффициент удлинения 1 : 2). Размер зерен варьирует от 90 до 180 мкм по удлинению. Большинство изученных зерен бесцветны и прозрачны под бинокуляром. В некоторых присутствуют мелкие участки, окрашенные в коричневый цвет. На изображениях в CL окраска варьирует от светло-серой до почти черной. Нередко отмечаются тонкие (толщиной не более 10 мкм) светлые каймы вокруг темно-серых центральных частей зерен. Для некоторых зерен установлено наличие черных тонких кайм (зерна 6 и 15). На изображении в CL зачастую фиксируется сложный (размытый либо срезающийся границами зерен) характер осцилляционной зональности (например, зерна 3, 11, 15).

По результатам U-Pb датирования циркон можно разделить на 5 возрастных групп.

Первая группа включает кластер из 5 зерен (4, 5, 9, 12, 13) в нижней части конкордии с диапазоном значений ²⁰⁶Pb/²³⁸U возраста от 484 до 650 млн лет (рис. 3, в). Все точки из этого кластера отвечают темно-серым, почти черным участкам циркона, за исключением точки 9 (окраска этого зерна значительно светлее на CL изображении). Следующий кластер образуют зерна 1, 3, 6, 10, 11, 14, 15. Возрастной диапазон по значениям ²⁰⁶Pb/²³⁸U возраста варьирует от 808 до 1101 млн лет. Все точки анализа относятся к более светлым участкам циркона с осцилляционной зональностью. Остальные возрастные группы состоят из единичных зерен. Точка 8, отвечающая черному в CL зерну, характеризуется максимальной степенью дискордантности (20%), ²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb возраст для нее равен 1497±9 млн лет. Зерно 2 (четвертая возрастная группа) имеет ²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb возраст 1824±19 млн лет. Зерно округлое, имеет сложное внутреннее строение и серый цвет в CL. Пятая возрастная группа представлена удлиненным зерном циркона 7, внутренне строение которого характеризуется переходом от темно-серой до темной окраски в CL. ²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb возраст данного зерна составляет 2974 ± 7 млн лет (табл. 2).

Содержание U в продатированом цирконе в целом невысокое (в 11 точках оно не превышает 278 ppm). В четырех точках содержание U изменяется от 829 до 1258 ppm. Содержание Th колеблется от 9 до 515 ppm (среднее 143 ppm). Наибольшая концентрация U отмечается в зернах почти черного, темно-серого цвета в CL. Значение Th/U отношения варьирует от 0.01 до 1.98, составляя в среднем 0.54.

Суммарное содержание REE в рассматриваемом цирконе варьирует от 109 до 3207 ppm (среднее 909 ppm). Содержание LREE изменяется от 5.76 до 68.8 ppm (среднее 23 ppm), HREE – от 91.9 до 3135 ppm (среднее 878 ppm). В целом спектры распределения REE имеют дифференцированный характер (рис. 4, в) с более высоким содержанием тяжелых лантаноидов по сравнению со средними (отношение Lu_N/La_N варьирует от 53.6 до 9287, составляя в среднем 3357). Lu_N/Gd_N отношение варьирует от 1.57 до 39.6 при среднем значении 14.7. Для большинства точек установлена четко выраженная положительная Се аномалия (Се/Се* достигает 97.2). Во всех зернах циркона проявлена отрицательная Eu аномалия (Eu/Eu* = 0.02–0.42, среднее 0.18). Между величинами положительной Се аномалии и Th/U отношением наблюдается сильная положительная корреляция (r = 0.84). На фоне остальных спектров REE выделяются аналогичные спектры для зерен 6 и 8 (рис. 4, в). Они характеризуются более высоким содержанием LREE, ввиду чего Ce аномалия в значительной степени редуцирована. Для ряда зерен (5, 8, 9, 14) отмечается пологий характер распределения HREE, не коррелирующий с внутренним строением зерен циркона в CL. Спектры REE для остальных зерен в целом конформны друг другу, отличаясь лишь суммарным содержанием REE.

Содержание Hf в изученном цирконе высокое. Оно изменяется от 10 276 до 18 407 ppm (среднее 13643 ppm). Содержание Y варьирует от 211 до 4694 ppm (среднее 1366 ppm). Между Y и суммарным содержанием HREE отмечается высокая положительная корреляция (r = 0.99). Содержание P колеблется от 75.8 до 1489 ppm (среднее 415 ppm). Содержание P положительно коррелирует с содержаниями ряда элементов: суммарным содержанием HREE (r = 0.92), содержаниями Y (r = 0.93), Ba (r = 0.79), что согласуется с “ксенотимовым” типом изоморфизма.

Содержание Са варьирует от 5.88 до 264 ppm (среднее 47.9 ppm). Наибольшие концентрации Ca наблюдаются в зернах 1, 6 и 8, более обогащенных LREE и с наименее проявленными Ce- и Eu аномалиями. Содержание другого неформульного элемента Sr изменяется в диапазоне от 0.25 до 5.46 ppm (среднее 1.34 ppm). Содержание Ti варьирует от 4.81 до 66.3 ppm (среднее 20.2 ppm). Такое содержание соответствует температуре кристаллизации циркона в интервале от 682 до 943 °C (Watson et al., 2006).

Величина δ¹⁸O широко варьирует (от 1.13 до 10.5‰) при среднем значении 7.20‰.

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

К.В. Граймс с соавторами (Grimes et al., 2007, 2009, 2015) показали, что происхождение циркона магматического генезиса, который кристаллизовался в различных геодинамических обстановках – континентальных и океанических, может быть распознано на основе содержаний в минерале ряда редких элементов (например, Yb, U и Y).

На диаграмме Y–U/Yb (рис. 5, а) практически весь изученный циркон, включая циркон из обр. 3-2-55 (Skublov et al., 2022), расположен в поле циркона из пород континентальной коры. При этом точки циркона из обр. 3-1-1, 3-2-55 и 3-2-23 расположены достаточно компактно и тяготеют к границе, разделяющей циркон из пород континентальной и океанической коры. Одна из точек из обр. 3-1-1 (6, табл. 3) находится в поле циркона из океанических пород. Значительная часть точек циркона из обр. 3-2-11 находится в поле циркона из пород континентальной коры на удалении от границы с областью океанической коры. Несколько точек (1.1, 5.1, 7.2, 8.3, табл. 3) располагаются за пределами полей, выделенных в работе (Grimes et al., 2007). Скорее всего, это можно объяснить тем, что построенные дискриминационные диаграммы требуют дополнения новым аналитическим материалом и соответствующей корректировки полей. Часть точек циркона из обр. 3-2-23 имеют близкие характеристики с цирконом из обр. 3-2-11. Следует отметить, что молодой циркон из пород подводной горы Атлантис ЮЗИХ (Xu et al., 2021), происхождение которого однозначно определяется как “океаническое”, компактно расположен в пределах поля циркона из пород океанической коры на существенном удалении от границы с полем континентальной коры (рис. 5, а).

Рис. 5.

Дискриминационные диаграммы (по: Grimes et al., 2007) с точками изученного циркона. Здесь и на последующих рисунках фиолетовыми крестиками показан циркон из обр. 3-1-1, зелеными кружками – обр. 3-2-11, желтыми звездочками – обр. 3-2-23, красными треугольниками – обр. 3-2-55, голубыми ромбами – циркон из ЮЗИХ (Xu et al., 2021). Fig. 5. Discrimination diagrams (after: Grimes et al., 2007) with zircons from gabbroids of the Shaka Ridge and the Atlantis Bank (Xu et al., 2021). Here and throughout the paper violet crosses represent zircon from sample 3-1-1, green circles, sample 3-2-11, yellow stars, sample 3-2-23, red triangles, sample 3-2-55, the blue rhombuses, Atlantis Bank (Xu et al., 2021).

На дискриминационной диаграмме Yb–U (рис. 5, б) циркон из всех изученных образцов располагается в области циркона из пород континентальной коры. За пределы границ поля попадают всего две точки из обр. 3-2-11 (1.1 и 5.1, табл. 3) по причине более высокого содержания U при умеренном содержании HREE. На данной диаграмме также сохраняется некоторая обособленность точек циркона из обр. 3-2-11 от точек остальных образцов. “Океанический” циркон из ЮЗИХ (Xu et al., 2021) ожидаемо находится в поле океанической коры, ниже разграничительной линии. Примечательно, что циркон почти из всех образцов (включая молодой циркон “океанического” генезиса) демонстрирует положительную корреляцию Yb и U. Степень корреляции варьирует от значимой положительной (r = 0.46) для обр. 3-2-23 до сильной (r = 0.88) для циркона, рассмотренного в работе (Skublov et al., 2022). Данную зависимость можно объяснить тем, что повышенное содержание U приводит к (частичному) нарушению кристаллической структуры циркона по причине альфа-распада, что способствует вхождению в циркон элементов-примесей (например, HREE).

На дискриминационной диаграмме La–Sm_N/La_N (рис. 6, а) с полями составов неизмененного магматического, гидротермального и пористого циркона, выделенными в работах (Hoskin, 2005; Grimes et al., 2009; Bouvier et al., 2012), циркон из обр. 3-1-1 располагается в поле неизмененного магматического циркона, за исключением точки 7, не попадающей ни в одну из областей диаграммы. Фигуративные точки циркона из обр. 3-2-11 заметно разбросаны в пределах диаграммы. Значительная часть точек находится выше области пористого циркона, вне фигуративных полей диаграммы. Несколько точек попадают в область пористого циркона (интерпретируемого как циркон, испытавший флюидное воздействие), а также в область гидротермального циркона. Только одна точка находится в области неизмененного циркона магматического генезиса. Точки циркона из обр. 3-2-23 демонстрируют сходное с обр. 3-2-11 расположение, но не попадают в область гидротермального циркона. Точки циркона из обр. 3-2-55 (Skublov et al., 2022) образует тренд, вытянутый из центра поля неизмененного магматического циркона к области гидротермального циркона (рис. 6, а). Молодой циркон “океанического” генезиса (Xu et al., 2021) образует четко выраженный тренд с отрицательным наклоном в пределах поля магматического циркона.

Рис. 6.

Дискриминационные диаграммы (по: Hoskin, 2005; Grimes et al., 2009; Bouvier et al., 2012) с точками изученного циркона. Fig. 6. Discrimination diagrams (after: Hoskin, 2005; Grimes et al., 2009; Bouvier et al., 2012) with zircons from gabbroids of the Shaka Ridge and the Atlantis Bank (Xu et al., 2021).

На диаграмме Sm_N/La_N – Ce/Ce* (рис. 6, б) с полями неизмененного магматического и гидротермального циркона (Hoskin, 2005) большая часть зерен циркона из обр. 3-1-1 попадает в поле циркона магматического генезиса. Для циркона из обр. 3-2-11 и 3-2-23 только единичные точки находятся в поле циркона магматического генезиса, в то время как большая их часть занимает промежуточное положение между неизмененным и гидротермальным цирконом. Циркон из обр. 3-2-55 отличается тем, что несколько точек попадают в область гидротермального циркона. Молодой циркон “океанического” генезиса (Xu et al., 2021) образует тренд с отрицательным наклоном, расположенный ниже фигуративных полей.

Диаграмма в координатах содержаний Ca и Ti (рис. 7) демонстрирует, что для изученного циркона содержания этих неформульных элементов не превышают эмпирические верхние пределы концентраций для неизмененного циркона: для Ca – 100 ppm (Geisler, Schleicher, 2000), для Ti – 20 ppm (Fu et al., 2008). Более высокие содержания Ti и Ca установлены для циркона из обр. 3-2-55 и для единичных точек циркона для обр. 3-2-23.

Рис. 7.

Соотношение Ca и Ti в цирконе из габброидов хребта Шака. Пунктиром показаны эмпирические лимиты содержаний этих элементов в неизмененном цирконе. Fig. 7. Ca vs. Ti diagram for zircons from gabbroids of the Shaka Ridge. The dotted lines are empirical content limits for these elements in unmodified zircon.

Помимо рассмотренных диаграмм, для определения генезиса изучаемого циркона были использованы дискриминационные диаграммы, предложенные в работе (Belousova et al., 2002). На диаграмме Yb/Sm–Y (рис. 8, а) почти все фигуративные точки циркона из обр. 3-1-1 располагаются в поле гранитоидов. Точки циркона из обр. 3-2-11 попадают в разные поля. Точка 14 единственная находится в поле сиенитов. Точки 11.1 и 3.2 приближены к полю сиенитов, но не попадают в него. Точки 4.2 и 8.3 расположены в поле карбонатитов. Точка 8.2 – в поле кимберлитов. Точки 1.1, 4.1, 5.1, 5.2, 7.2, 7.3, 7.4 – в поле гранитоидов. Точки 1.2 и 8.1 – в поле сиенитовых пегматитов. Несколько точек попадают в поле мафических пород. Остальные точки из обр. 3-2-11 располагаются вне выделенных полей. Циркон из обр. 3-2-23 разделился на 4 группы: в поле карбонатитов попадают зерна 5, 9, 14, в поле гранитоидов – 4 и 8, в поле лабрадоритов – 6, в поле сиенитовых пегматитов – 1, 2, 3, 7, 10, 11, 12, 13, 15. Циркон из обр. 3-2-55 (Skublov et al., 2022) на обсуждаемой диаграмме расположен преимущественно в области пересечения составов циркона из гранитоидов и лабрадоритов. Молодой “океанический” циркон (Xu et al., 2021) попадает в область пересечения мафических горных пород и гранитоидов.

Рис. 8.

Дискриминационные диаграммы (по: Belousova et al., 2002) с точками изученного циркона. Поля: 1 – аплиты, лейкограниты; 2 – граниты; 3 – гранодиориты, тоналиты; 4 – лабрадориты; 5 – нефелиновые сиениты, сиенитовые пегматиты; 6 – сиенитовые пегматиты; 7 – карбонатиты; 8 – сиениты; 9 – кимберлиты; 10 – лампроиты; 11 – мафические горные породы. Fig. 8. Discrimination diagrams (after: Belousova et al., 2002) with zircons from gabbroids of the Shaka Ridge and the Atlantis Bank (Xu et al., 2021). Fields: 1 – aplites, leucogranites, 2 – granites, 3 – granodiorites and tonalites, 4 – labradorites, 5 – nepheline syenites and syenite pegmatites, 6 – syenite pegmatites, 7 – carbonatites, 8 – syenites, 9 – kimberlites, 10 – lamproites, 11 – mafic rocks.

На диаграмме Ce/Ce*–Y (рис. 8, б) зерна 2, 4, 6, 8, 9, 10, 11 из обр. 3-1-1 попадают в поле нефелиновых сиенитов, 7 – в поле сиенитовых пегматитов, 1 и 3 – в поле лабрадоритов, зерно 5 не попадает ни в одну из областей. Циркон из обр. 3-2-11: точка 7.2 попадает в поле гранитоидов, 2.1, 4.2, 7.3, 8.3 – в поле карбонатитов, 2.2 – в поле кимберлитов, 3.2, 6.1, 11.1, 12.1, 15.1 – в поле сиенитов. 3.2, 6.1, 7.1, 8.1, 8.2, 9.1, 13.1 – в поле лампроитов. Остальные точки не попадают ни в одно из полей. Зерна циркона 5, 8, 9 из обр. 3-2-23 расположены в области карбонатитов, 11 – сиенитовых пегматитов, 2, 6, 7, 8, 10 – гранитоидов, 4 – лабрадоритов. Остальные точки циркона не относятся ни к одной из областей. Точки циркона из обр. 3-2-55 (Skublov et al., 2022) также попадают в разные поля: гранитоидов, сиенитов и пегматитов различных типов, лабрадоритов. Молодой “океанический” циркон (Xu et al., 2021) не привязан к какому-нибудь определенному типу пород.

Еще одним эффективным критерием происхождения циркона является содержание Li (Ushikubo et al., 2008; Bouvier et al., 2012). Циркон из пород океанической коры характеризуется экстремально низким содержанием Li – не более 0.01 ppm, тогда как в цирконе из пород континентальной коры, как правило, содержание Li укладывается в интервал 1–100 ppm (Ushikubo et al., 2008; Grimes et al., 2011). В цирконе из обр. 3-1-1 содержание Li варьирует от 0.22 до 3.77 ppm, обр. 3-2-11 – от 0.42 до 113 ppm, обр. 3-2-23 – от 0.24 до 31.9 ppm. В цирконе из обр. 3-2-55 содержание Li варьирует в пределах 1.8–50 ppm при среднем содержании 16 ppm (Skublov et al., 2022). Для всех четырех образцов уровень содержания Li в разной степени указывает на то, что происхождение изучаемого циркона связано с породами континентальной коры.

Величина δ¹⁸O для обр. 3-1-1 изменяется в пределах от 5.09 до 5.74‰ при среднем значении 5.47‰, что близко к мантийным значениям (~5.3‰) для циркона из габбро и серпентинитов океанической коры (Cavoise et al., 2009).

Для циркона из обр. 3-2-11 величина δ¹⁸O имеет более высокие значения, варьирующие в диапазоне от 6.50 до 7.84‰ при среднем значении 7.02‰, что заметно превышает мантийные величины и соответствует значениям для коровых пород (Valley et al., 1998).

Изотопный состав кислорода δ¹⁸O для циркона из обр. 3-2-23 варьирует наиболее сильно. Величина δ¹⁸O изменяется от 1.13 до 10.5‰ при среднем значении 7.20‰. Видимой закономерности в распределении значений δ¹⁸O не наблюдается. Для габбро, испытавшего взаимодействие с морской водой, гидротермальные процессы приводят к высоким (>6‰) значениям δ¹⁸O (при температуре ниже 200–250 °C) и низким (<5‰) значениям δ¹⁸O (при температуре выше 200–250 °C) (Grimes et al., 2011).

В целом пониженные значения величины δ¹⁸O в цирконе из обр. 3-2-55, которые лежат в пределах от 1.75 до 3.15‰ (среднее 2.71‰) (Skublov et al., 2022), также свидетельствуют о возможном влиянии гидротермальных процессов на магматические породы (Bindeman, 2008). Значения величины δ¹⁸O в интервале 0–6‰ характерны для минералов из пород, относящихся к нижнему слою океанической коры, представленному габбро (см. например, Eiler, 2001). Высокотемпературные (более 300 °C) гидротермальные изменения приводят к понижению величины δ¹⁸O в минералах, включая циркон, из пород этого слоя относительно мантийных значений (Gregory, Taylor, 1981; Hart et al., 1999; Eiler, 2001; Korolev et al., 2018). Напротив, неизмененный под воздействием морской воды циркон из океанических плагиогранитов и габбро в районе САХ и ЮЗИХ характеризуется достаточно узким интервалом δ¹⁸O со средним значением 5.2 ± 0.5‰ (Grimes et al., 2011).

Данные по изотопному составу кислорода изученного циркона свидетельствуют либо о наличии коровых меток (обр. 3-2-11), либо о возможном воздействии на породы нагретой морской воды (обр. 3-2-23, 3-2-55). В то же время, для циркона из обр. 3-1-1 сохраняются значения величины δ¹⁸O близкие к мантийным. Однозначно интерпретировать такие данные сложно, и вероятно, они отражают множественность источников поступления ксенокристов циркона.

На диаграмме δ¹⁸O–U-Pb возраст (рис. 9) точки циркона из обр. 3-1-1, имеющего узкие диапазоны вариаций обоих параметров, образуют компактное поле в мантийной области. Точки циркона из обр. 3-2-11 располагаются в поле древней континентальной коры. Наибольшую изменчивость по изотопному составу кислорода демонстрирует циркон из обр. 3-2-23. Значительная часть точек циркона из этого образца находится в области древней континентальной коры, вблизи циркона из обр. 3-2-11. Единичные точки попадают в поле циркона, испытавшего гидротермальное воздействие. Циркон из обр. 3-2-55 располагается в области гидротермально преобразованного циркона.

Рис. 9.

Соотношение U-Pb возраста и изотопного состава кислорода для циркона из габброидов хребта Шака. Фигуративные поля MORB, деплетированной мантии и циркона гидротермального происхождения выделены по (Bindeman, 2008), древней континентальной коры по (Rumble et al., 2013). Fig. 9. U-Pb age vs. oxygen isotope composition of zircons from gabbroids of the Shaka Ridge. Compositional fields for MORB, depleted mantle and for hydrothermal zircons modified by (Bindeman, 2008), the old continental crust by (Rumble et al., 2013).

Ряд геохимических характеристик, таких как величина Th/U отношения, дифференцированный характер спектров распределения REE с выраженными Ce- и Eu аномалиями позволяет считать, что рассматриваемый циркон имеет магматическое происхождение. Опираясь на дискриминационные диаграммы, можно сделать вывод о том, что циркон кристаллизовался в породах континентальной коры (преимущественно в гранитоидах). Соответственно, по отношению к вмещающим породам (габброидам) этот циркон является ксеногенным (унаследованным от более древних пород).

Дать однозначный ответ на закономерный вопрос – как древний циркон из пород континентальной коры оказался в магматических породах вблизи ЮЗИХ, затруднительно. На протяжении последних двух десятков лет рядом исследователей были выдвинуты различные гипотезы, объясняющие подобные находки.

Проблема присутствия древнего циркона в молодых океанических породах в районе САХ была затронута в работе (Pilot et al., 1998). Авторы предложили два варианта их происхождения. Во время открытия Атлантического океана раздробленный материал земной коры или расслоенная континентальная литосфера погружались в небольшие циркуляционные ячейки, которые развивались в неглубоких слоях мантии по обе стороны от оси хребта. Далее материал транспортировался через ячейки к оси хребта. В качестве альтернативной теории предполагается, что материал континентальной коры был захвачен в зоне разлома Кейн с момента открытия бассейна Атлантического океана в результате серии трансформных перемещений и неравномерного спрединга. Впоследствии часть этого материала мигрировала вниз по оси хребта (Pilot et al., 1998).

В работе (Bea et al., 2020) проведено обобщение результатов исследований по многочисленным находкам ксенокристов циркона в океанических породах Атлантики. Авторы предполагают, что источником древних ксенокристов являются фрагменты континентальной коры, которая сохранилась в окрестностях СОХ в виде блоков, не испытавших спрединга. Рассматривается возможный механизм поступления древнего циркона в океанические породы: восходящая магма имеет свойство поглощать ксенолиты континентальной коры, тем самым высвобождая ксенокристы циркона.

В районе Индийского океана находки древнего циркона отмечаются гораздо реже. На основании находок циркона протерозойского возраста в песках пляжа Мауритиус был сделан вывод о присутствии фрагментов древней континентальной коры под молодыми лавами плюмовой природы. Последние ассимилировали циркон из фрагментов континентальной литосферы и доставили их к поверхности (Torsvik et al., 2013; Ashwal et al., 2017).

В работе (Cheng et al., 2016) обсуждается циркон мезозойского возраста из пород ЮЗИХ. Авторы работы рассматривают две взаимоисключающие возможности его происхождения и перемещения: 1) фрагменты Гондваны на морском дне с момента раскрытия Атлантического океана; 2) частично измененные реликты коровых пород, которые ранее находились в малоглубинных областях верхней мантии и были захвачены и впоследствии перенесены в область прохождения оси ЮЗИХ.

Ряд авторов неоднократно обосновывал наличие остатков субгондванской литосферной мантии в виде ксенолитов и шлиров в пределах современной океанической литосферы (Douglass et al., 1999; Kamenetsky et al., 2001; Frey et al., 2002; Le Roux et al., 2002). Долгоживущая зона субдукции, проявление мантийных плюмов, распад суперконтинента Гондвана, открытие океанического бассейна Атлантики, дальнейшее плавление мелких блоков субгондванской литосферы, включавшей породы с реликтовым цирконом, – все эти факторы потенциально могли повлечь за собой проявление изотопно-геохимических неоднородностей и контаминацию расплавов в данном регионе.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

1. В габброидах, драгированных из хребта Шака (Южная Атлантика) установлены ксеногенные зерна циркона. U-Pb изотопная система зерен циркона зафиксировала возраст их кристаллизации, изменяющийся от протерозойских (около 1.1 млрд лет) до мезозойских значений (около 180 млн лет).

2. Проанализированный циркон имеет геохимические характеристики магматического происхождения: Th/U отношение (от 0.01 до 19.4), дифференцированные от легких к тяжелым лантаноидам спектры распределения REE с проявленными положительной Се- и отрицательной Eu аномалиями.

3. На дискриминационных диаграммах К.В. Граймса (Grimes et al., 2007) по соотношению Yb, U и Y изученный циркон попадает в область циркона из пород континентальной коры, в том числе и в поле гранитоидов. На коровый источник ксенокристов также указывает повышенное содержание Li в цирконе.

4. Проведенный сравнительный анализ древних ксенокристов циркона из пород хребта Шака с молодым цирконом “океанического” генезиса из пород подводной горы Атлантис ЮЗИХ (Xu et al., 2021) показал существенные отличия в их редкоэлементном составе.

5. Данные по изотопному составу кислорода в цирконе свидетельствуют либо о наличии коровых меток, либо о возможном гидротермальном воздействии. Скорее всего, эти данные отражают множественность источников поступления ксенокристов циркона.

Благодарности. Измерения изотопного состава кислорода циркона осуществлялись при поддержке национальной программы Key R&D КНР грант № 2016YFE0203000, National Natural Science Foundation КНР грант № 41673018. Исследование выполнено в рамках темы НИР ИГГД РАН (FMUW-2022-0005). Авторы признательны С.Г. Симакину, Е.В. Потапову и Г.-К. Тангу за аналитические работы на ионном микрозонде.