Доклады Российской академии наук. Науки о Земле, 2023, T. 513, № 2, стр. 189-195

Происхождение цепей подводных гор и линейных тектоно-вулканических поднятий и хребтов, широко распространенных на океаническом дне, вслед за Дж. Вильсоном [1] большинством исследователей рассматривается как следствие магматической активности горячих точек, возникающих на подлитосферном уровне верхней мантии при подъеме плюмов более глубинной мантии, возможно, с границы ядро–мантия. Менее очевидны причины появления одиночных отдельно стоящих вулканических подводных гор. Одна из таких безымянных гор была обнаружена в 50-м рейсе НИС “Академик Николай Страхов” в Северной Атлантике (рис. 1) и изучена с помощью батиметрической и гидромагнитной съемки.

Рис. 1.

Строение океанического дна между разломами Максвелл и Чарли Гиббс (на основе карты GEBCO [2]). Положение подводной горы 51–19 обведено красным квадратом. Справа дана шкала глубин. На врезке даны батиметрическая карта подводной горы и положение станций драгирования из работы [3], в нижнем правом углу врезки – шкала глубин в метрах.

По результатам этого изучения данная морфоструктура, названная нами как гора 51–19, представляет собой гайот (см. рис. 1), воздымающийся над окружающим дном на 1500 м, его плоская вершина достигает глубины 2500 м [3]. Гайот с координатами центра вершины 51°15′ с.ш. × 19°35′ з.д. вытянут в меридиональном направлении на 18 км. Он располагается восточнее поднятия Восточное Туле и непосредственно к югу от восточного окончания трансформного разлома Чарли Гиббс (рис. 1). Обработка результатов гидромагнитной съемки позволила в работе [3] сделать ряд заключений о том, что гора 51–19 сформировалась вблизи или в осевой зоне спрединга Срединно-Атлантического хребта (САХ) около 64–67 млн лет назад.

Дополнительные сведения о происхождении горы дает изучение состава базальтов, драгированных со склонов этой горы в 53-м рейсе НИС “Академик Сергей Вавилов” [4], чему и посвящена данная статья.

Базальты в виде мелкой щебенки были получены на двух станциях V5333 и V5334, приуроченных к восточному склону горы, с глубинного интервала 3150–2600 м (рис. 1), их координаты даны в Приложении 1 (табл. S1 ).

Базальты представлены афировыми и редко мелко порфировыми разностями. Вкрапленники, количество и размер которых соответственно составляют 1–3 об. % и 1–5 мм в поперечнике, представлены плагиоклазом и реже клинопироксеном и оливином. Основная масса породы, как правило, полностью кристаллическая, состоит из зерен плагиоклаза и клинопироксена, реже оливина с небольшой примесью опакового рудного минерала (до 1 об. %). В некоторых образцах (V5333/2, 16, V5334/4, 5) количество рудного минерала возрастает до 2–3 об. %. За исключением нескольких образцов вторичные минералы распространены нешироко (0–3 об. %) и представлены глинистым минералом оливкового цвета иногда в смеси с гидроокислами железа. В образце V5234/2 широко развит хлорит (до 20 об. %), а в образце V5234/3 микролиты плагиоклаза в значительной мере замещены альбитом и калиевым полевым шпатом. Вулканиты за исключением образца   V5333/7 слабопористые. Мелкие поры (диаметром до 0.25 мм) не превышают 1 об. %. В образце V5333/7 широко распространены пустые везикулы (до 15 об. %) диаметром до 10 мм.

Химико-аналитические исследования базальтов производились в Геологическом институте РАН (Москва). Валовой состав пород изучался методом РФА на спектрометре S4 Pioneer X-Ray фирмы “Bruker” (Германия). Концентрации элементов-примесей в базальтах определялись методом ИСП МС на масс-спектрометре Element2 (“Thermo Fisher Scientific” GmbH, Германия). Используемая методика определения микроэлементов в горных породах этим методом описана в работе [5]. Определения изотопного состава вулканитов производились в ЦИИ ВСЕГЕИ МПРиЭ (Санкт-Петербург). Методика измерений изложена в работе [6].

Данные по валовому составу базальтов представлены в Приложении 1 (табл. S1 ).

Изученные базальты отчетливо подразделяются на две петрохимические группы: низкотитанистые (образцы V5333/5-7) и высокотитанистые (образцы V5333/2,16, V5334/4,5) разности. Вторые отличаются от первых более высокими концентрациями TiO₂ (2.67–4.36 и 1.49–1.86%), Na₂O (2.65–2.73 и 2.22–2.61%), K₂O (0.31–0.49 и 0.12–0.18%), P₂O₅ (0.21–0.29 и 0.10–0.13%) и Fe₂O₃ (14.71–16.86 и 11.66–15.18%) и более низкими содержаниями Al₂O₃ (10.43–13.39 и 13.58–16.10%), MgO (4.09–5.20 и 4.92–6.69%) и CaO (9.44–10.67 и 11.14–12.62%). На вариационных диаграммах MgO–TiO₂, Na₂O, K₂O, P₂O₅ (рис. 2 а, б, в, г) базальты каждой группы образуют самостоятельные поля, при этом в каждой группе концентрации TiO₂, Na₂O и K₂O последовательно возрастают с уменьшением концентрации MgO. На вариационных диаграммах MgO–Al₂O₃ и CaO (см. рис. 2 д, е) изученные образцы образуют единые поля, в пределах которых с уменьшением значений MgO от 6.69 до 4.09% концентрации Al₂O₃ и CaO уменьшаются.

Рис. 2.

Диаграммы вариаций концентраций оксидов TiO₂, Na₂O, K₂O, P₂O₅, Al₂O₃, CaO в зависимости от концентрации оксида MgO. Условные обозначения: базальты: 1 – низкотитанистой группы, 2 – высокотитанистой группы, 3, 4 – тренды вариаций составов базальтов: 3 – низкотитанистой группы, 4 – высокотитанистой группы, 5, 6 – поля составов базальтов из осевой части САХ между разломами Максвелл и Чарли Гиббс (данные авторов): 5 – T-MORB типа, 6 – Е-MORB типа. По координатным осям даны концентрации оксидов в %.

Результаты измерений концентраций элементов-примесей в базальтах представлены в Приложении 1 (табл. S2 ). Они показывают, что высокотитанистые вулканиты заметно отличаются от низкотитанистых базальтов более высокими концентрациями некогерентных элементов, таких как Rb (5.2–8.1 и 2.3 г/т), Ba (84–136 и 22 г/т), Th (1.08–1.63 и 0.31 г/т), Nb (14–24 и 6.3 г/т), U (0.31–0.47 и 0.083 г/т), La (12–19 и 4.7 г/т), Pb (1.40–1.51 и 0.51 г/т), Sr (257–411 и 145 г/т), Zr (173–202 и 65 г/т), Hf (4.1–4.5 и 1.67 г/т), в них также более высокие концентрации V (407–471 и 321 г/т), и более низкие – Cr (60–212 и 322 г/т), содержания Ni (60–111 г/т), Co (50 г/т) и Y (21–30 г/т) близки в базальтах обеих групп.

У низкотитанистого образца V5233/5 спектр концентраций лантаноидов (РЗЭ), нормированных относительно хондрита, практически параллелен оси абсцисс на уровне 10 нормированных значений: (La/Sm)_n = 1.21, (Sm/Yb)_n = 1.18 (рис. 3 а). У высокотитанистых образцов V5234/4 и V5234/5 наблюдается последовательный подъем кривых от тяжелых лантаноидов к легким: (La/Sm)_n = = 1.28–1.58, (Sm/Yb)_n = 1.78–2.42. В соответствии с характером спектров РЗЭ и величиной отношений (La/Sm)_n низкотитанистые базальты могут быть отнесены к океаническим толеитам T-MORB, а высокотитанистые разности – к океаническим толеитам Е-MORB [7]. В соответствии с величиной отношений (Sm/Yb)_n низкотитанистые вулканиты плавились на уровне шпинелевой фации глубинности, высокотитанистые – в более глубинном горизонте на промежуточном уровне между шпинелевой и гранатовой фациями глубинности [8].

Рис. 3.

Линии спектров нормированных значений редких элементов: а) спектры редкоземельных элементов (лантаноидов), нормированных относительно состава хондрита (по [7]); б) спайдерграммы элементов, нормированных относительно примитивной мантии (по [9]). Условные обозначения: 1 – обр. V5333/5, 2 – обр. V5334/4, 3 – обр. V5334/5, 4, 5 – поля спектров базальтов из осевой части САХ между разломами Максвелл и Чарли Гиббс (данные авторов): 4 – T-MORB типа, 5 – Е-MORB типа.

Характер спайдерграмм у обеих групп базальтов близкий, только линия спектра низкотитанистого образца имеет более низкий уровень (см. рис. 3 б). Линии спектров поднимаются от La далее к более некогерентному элементу Nb ((Nb/La)_n = 1.13–1.32), а затем снижаются к Th. У высокотитанистых образцов линия снижается и далее к Rb, но при этом образуя положительную аномалию Ba, у низкотитанистого образца нормированные значения Rb и Ba близки к таковым для Th. Все спектры имеют отрицательные аномалии U и Pb. Анализ спайдерграмм показывает, что мантийный субстрат, из которого плавились базальты обеих групп, имел близкий состав. В соответствии с [10] положительные значения ((Nb/La)_n свидетельствуют о наличии в субстрате вещества мантийного компонента типа HIMU, а повышенные нормированные значения Ba, а иногда и Rb указывают на присутствие в нем вещества обогащенной мантии ЕМ.

Соотношения изотопов ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr, ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd, ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb, ²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb, ²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb были изучены в двух образцах высокотитанистых базальтов (V5234/4 и V5234/5), результаты измерений представлены в Приложении 1 (табл. S3 ).

Анализ положения изотопных отношений в измеренных образцах на вариационных диаграммах (рис. 4) показывает, что они близки между собой и попадают в поле составов Исландского поднятия [11].

Рис. 4.

Диаграммы вариаций изотопных отношений. Условные обозначения: 1 – базальты горы 51–19, 2 – базальты из осевой части САХ между разломами Максвелл и Чарли Гиббс (данные авторов). Красной линией очерчено поле составов базальтов Исландского поднятия, синей линией – Азорского поднятия по данным [11]. Черные линии соединяют изотопные составы мантийных источников DM, HIMU, EM-1 и EM-2 по [12].

На диаграмме ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb–²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb точки значений располагаются примерно в средней части линии, соединяющей мантийные источники DM (деплетированная мантия) и HIMU [12] (см. рис. 4 а), что подтверждает геохимические данные об участии в плавящемся субстрате вещества мантийного источника HIMU. На диаграмме ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr–¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd (см. рис. 4 б) анализируемые образцы находятся в треугольнике с вершинами в точках составов DM, HIMU и ЕМ-2 [12], что позволяет определенно сказать, что в изученных базальтах присутствует вещество мантийного источника ЕМ-2, хотя и в незначительных количествах. Таким образом, изотопные данные показывают, что мантийный субстрат базальтов горы 51–19 представляет собой смесь вещества мантийных источников DM, HIMU и в меньшей степени ЕМ-2.

Подводя итог аналитическому изучению базальтов, можно заключить, что среди них выделяются две петрохимические группы: высокотитанистые с более высокими концентрациями TiO₂, Na₂O, K₂O, P₂O₅, Fe₂O₃ и некогерентных элементов-примесей и низкотитанистые, относящиеся соответственно к океаническим толеитам Е-MORB и T-MORB. Такие толеиты нередко встречаются в пределах САХ. Несмотря на разницу составов базальты обеих групп плавились из субстрата близкого состава, характерного для мантии, претерпевшей влияние Исландского плюма [11]. Скорее всего, их различия в составе обусловлены различной глубиной плавления их первичных расплавов, более глубокой для высокотитанистых базальтов (более высокие значения (Sm/Yb)_n): на уровне промежуточном между шпинелевой и гранатовой фациями глубинности, что, вероятно, привело и к более низкой степени частичного плавления мантийного субстрата (более высокие значения (La/Sm)_n) высокотитанистых вулканитов.

Вариации состава изученных базальтов также определяются процессами фракционной кристаллизации их первичных расплавов, при последовательном оседании из них оливина, основного плагиоклаза и клинопирокена остаточный расплав обеднялся Mg, Al и Ca и обогащался Ti, Na, K и Fe. В то же время очевидно, что только процессами фракционной кристаллизации невозможно объяснить различия в составе двух выделенных групп, поскольку при тех же самых значениях MgО в высокотитанистых разностях существенно более высокие концентрации TiО₂, Na₂О, K₂О и P₂О₅ (см. рис. 2 а, в, г). В высокотитанистых базальтах с ростом концентраций MgО снижаются содержания P₂О₅ (см. рис. 2 г), указывая на фракционирование апатита из их расплавов.

Полученные данные о вещественном составе базальтов горы 51–19 позволяют уточнить ее происхождение. Базальты с близкими петро-геохимическими и изотопными показателями (см. рис. 4) недавно обнаружены нами в относительной близости от этой горы в осевой и гребневой зонах САХ между разломами Максвелл и Чарли Гиббс, при этом среди них также присутствуют как низко-, так и высокотитанистые разновидности. Особенно хорошо совпадают составы пород по уровню концентраций TiО₂, Al₂О₃, K₂О и P₂О₅ (см. рис. 2 а, в, г, д) и редких некогерентных элементов (см. рис. 3). Между разломами Максвелл и Чарли Гиббс высоко- и низкотитанистые вулканиты соответственно E-MORB и Т-MORB типа слагают крупные вулканические сооружения, в частности, гору Фарадей (см. рис. 1), которые сформировались или формируются как крупные неовулканические поднятия в осевой зоне спрединга [13]. Статья, посвященная описанию этого сегмента САХ, находится в печати. Около 64–67 млн лет назад таким неовулканическим поднятием могла быть и гора 51–19, палеомагнитные и батиметрические данные, охарактеризованные в статье [3], соответствуют этому заключению. Подобные крупные вулканические сооружения нередко встречаются вдоль всей осевой зоны САХ и связаны они в основном с подъемом микроплюмов обогащенной мантии, в числе причин появления которых являются либо сублатеральные, либо субвертикальные ответвления от близко расположенных крупных плюмов глубинной мантии [14, 15].

Гора 51–19 располагается на широте поднятия Восточный Туле к востоку от него [2], симметрично которому на западном фланге САХ находится поднятие Западное Туле. Это дало основание авторам работы [16] полагать, что 54–46 млн лет назад два поднятия были единой структурой, сформировавшейся в осевой зоне спрединга САХ в результате подосевого поднятия плюма глубинной мантии. По одной из версий образование поднятия Туле связывается с плюмом Милна [16]. Одно из небольших ответвлений этого плюма, локализованное под осевой зоной спрединга, которое возникло раньше, чем образование поднятия Туле, могло быть причиной резкой активизации осевого магматизма, приведшей к возникновению вулканической горы, последующая эволюция которой привела к образованию описанного нами гайота.