Геохимия, 2022, T. 67, № 5, стр. 436-444

ВВЕДЕНИЕ

Важным элементом в реконструкции картины геодинамической эволюции литосферы северо-западной акватории Тихого океана является хребет Стелмейт, расположенный непосредственно к югу от Алеутской островной дуги и ограниченный с запада северным окончанием вулканической цепи Императорских подводных гор, с севера Алеутским глубоководным желобом, с юга Императорским трогом и с востока разломной зоной Рэт. Хребет Стелмейт обладает морфологическими признаками, присущими типичным поперечным хребтам, расположенным в активных участках крупных трансформных разломов Мирового океана (например, Gasperini et al., 1997; Brunelli et al., 2006). Хребты этого класса, согласно (Kastens et al., 1998), представляют протяженные поднятия, простирающиеся параллельно вмещающим их трансформным разломам. Следует заметить, что простирание хр. Стелмейт конформно не только ориентировке вмещающего его разлома, но и простиранию расположенных непосредственно к северу глубоководного Алеутского желоба и Алеутской островной дуги (рис. 1). В работе (Lonsdale, 1988) предполагается океаническая природа хр. Стелмейт, а его происхождение рассматривается как результат тектонического взброса блока океанической литосферы мелового возраста вдоль трансформного разлома. Данные о составе пород, слагающих хр. Стелмейт, отсутствовали вплоть до 2009 года, когда удалось получить обширный каменный материал, поднятый при драгированиях, проведенных на нескольких сегментах хребта в 201-ом рейсе немецкого научно-исследовательского судна (НИС) “Зонне”. Позже (2016), в ходе 249-го рейса НИС “Зонне”, был опробован также северо-западный сегмент хр. Стелмейт, который погружается в Алеутский глубоководный желоб. В результате драгирований, проведенных в обоих этих рейсах, было установлено, что в строении хр. Стелмейт участвует ассоциация пород, типичная для океанических магматических комплексов и включающая серпентиниты, габбро, диориты и базальты. Изучение петролого-геохимических особенностей драгированных пород позволило прийти к выводу, что серпентиниты и габброиды хр. Стелмейт представлены преимущественно членами мафит-ультрамафитовой ассоциации кумулятивного происхождения (Силантьев и др., 2018). Представленные в работе (Силантьев и др., 2019) данные об изотопном составе стронция и неодима в плутонических и вулканических породах северо-западного сегмента хр. Стелмейт свидетельствуют о том, что в их происхождении участвуют гетерогенные в геохимическом отношении источники магматизма. В работе (Силантьев и др., 2021) было также установлено, что изотопный состав и характер распределения высокозарядных редких элементов в амфиболитах, ассоциирующих с породами мафит-ультрамафитовой ассоциации северо-западного сегмента хр. Стелмейт, позволяют предполагать, что протолит этих пород был представлен дериватом толеитового расплава, родительского для N-MORB. Характерная ассоциация минералов и Р-Т-параметры метаморфизма амфиболитов хр. Стелмейт могут указывать на то, что они являются продуктом субдукционного метаморфизма.

Рис. 1.

Карта акватории северо-западной части Тихого океана с расположением станций драгирования НИС “Зонне”, на которых были получены изученные породы.

Таким образом, результаты, полученные при изучении коллекции образцов, собранной в 201-ом и 249-ом рейсах НИС “Зонне”, свидетельствуют о том, что реальное строение, по крайней мере, северо-западного сегмента хр. Стелмейт не соответствует модельному образу, предполагающему его принадлежность к каноническому типу океанической литосферы. Коллекция, имеющаяся в распоряжении авторов, включала образцы, поднятые на девяти станциях драгирования, расположенных вдоль всего простирания хр. Стелмейт на протяжении около 500 км. Очевидно, что получение сведений о вариациях индикаторных петролого-геохимических параметров магматизма вдоль всего простирания хр. Стелмейт могут иметь принципиальную важность для построения адекватной модели геодинамической эволюции литосферы северо-западной Пацифики. Таким образом, главная цель настоящей работы заключалась в оценке геохимической и геодинамической природы источников магматизма, формирующих магматические комплексы хр. Стелмейт, являющегося важным геоструктурным элементом конвергентной границы плит северо-западной акватории Тихого океана.

МАТЕРИАЛ И МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЯ

Материалом для исследования послужила коллекция из 48 образцов, отобранная в ходе проведения 201-го и 249-го рейсов НИС “Зонне”. Различные плутонические и вулканические породы, в полной мере характеризуют петрографическое разнообразие магматических пород, слагающих сегменты хр. Стелмейт, расположенные вдоль его простирания с юго-востока на северо-запад (табл. 1). Данные о составе пород и породообразующих минералов для некоторых из изученных образцов ранее были приведены в работах (Силантьев и др., 2014, 2018, 2019, 2021; Краснова и др., 2013).

Изученные образцы представлены следующими петрографическими типами пород: серпентиниты (14 образцов), габбро (17 образцов), габбро-диориты (1 образец), диориты (2 образца), базальты (9 образцов), меланократовые милониты (3 образца). кристаллокластические брекчии по габброидам (1 образец) и амфиболиты (1 образец) (табл. 1). Ультраосновные породы хр. Стелмейт, представленные серпентинитами, обладают неоднородной текстурой и типичной петельчатой структурой (обр. So249-DR45-5,7, So201-DR37-3,4) или полосчатой текстурой и милонитовой структурой (обр. So249-DR45-1,2,4, So249-DR47-6,9). В серпентинитах станции So201-DR37 наблюдаются отчетливые признаки пластичных деформаций (Краснова и др., 2013). Кристаллокласты плагиоклаза и пироксена в ультраосновных милонитах погружены в тонко перетертую матрицу, состоящую преимущественно из серпентина. В подчиненном количестве в серпентинитах присутствуют также тальк, актинолит, хлорит и магнетит. Образец So201-DR38-7 представлен крупным фрагментом литокласта из тектонической брекчии, крупный блок которой был драгирован на станции So201-DR38 (Силантьев и др., 2014). Степень серпентинизации ультраосновных пород варьирует от 70 до 100%. Протолитом серпентинитов являются лерцолиты и дуниты (станция So201-DR37) или пироксениты (станции So249-DR45, So249-DR47). Габбро, драгированные в 249-ом рейсе НИС “Зонне”, представлены в различной степени катаклазированными породами, варьирующими в структурном плане от неизмененных аллотриоморфнозернистых лейкократовых разновидностей (обр. DR45-14, DR47-1,2,3, DR58-9) и уралитизированных офитовых габбро (обр. DR47-5,18,20, DR57-5, DR58-5,6,7) до интенсивно тектонизированных габброидов с хорошо проявленными признаками синтектонической перекристаллизации (обр.DR45-9, DR47-19). Габброиды сложены плагиоклазом, пироксеном и оливином, в различной степени замещенными вторичными актинолитом, хлоритом, и тальком. В изученной коллекции присутствуют также типичные милониты, представленные меланократовыми породами, характеризующиеся наиболее высокой степенью перекристаллизации и интенсивным катаклазом: образцы DR45-4, DR47-17 и DR47-14. В первых двух из указанных образцов деформационное воздействие проявлено в перекристаллизации и бластезе слагающих эти породы плагиоклаза, клинопироксена и оливина, приводящей к образованию милонитовой матрицы, в которую погружены редкие реликты крупных зерен плагиоклаза с характерным изгибанием плоскостей спайности (рис. 2а, 2б). Милонит, представленный образцом DR47-14, состоит из тонкоперетертого микрогранобластового субстрата с редкими жилками, выполненными хризотилом. Порода сложена преимущественно серпентином и редкими пироксеном, оливином и плагиоклазом (рис. 2в). Все три образца были драгированы на северо-западном окончании хр. Стелмейт на станции So249-DR45 и расположенной в 18.5 км к ЮЮЗ от нее станции So249-DR47. Габбро-диориты (ст. So201-DR7. обр. DR7-12), обладающие габбро-офитовой структурой, и диориты (ст. So201-DR7, обр. Dr7-10,11) состоят из пироксена, плагиоклаза, калиевого полевого шпата и вторичных актинолита, хлорита, сфена и эпидота, а также скаполита (в обр. DR7-11) (Силантьев и др., 2014). Вулканические породы хребта Стелмейт представлены базальтами и диабазами. Неизмененные базальты (обр. DR45-21,22), драгированные на станции So245-DR45, имеют интерсертальную структуру и сложены клинопироксеном, плагиоклазом и шпинелью. Образец DR47-24 представлен пикритовым базальтом, крупные кристаллы оливина, плагиоклаза и шпинели которого вместе с основной массой, сложенной плагиоклазом и клинопироксеном, образуют порфировую структуру (Силантьев и др., 2019). Диабазы (обр. DR45-15,16,28, DR47-21, DR57-6, DR58-10), состоящие из актинолита, эпидота, хлорита, ильменита и магнетита, в различной степени сохранили следы долеритовой структуры. Амфиболиты, драгированные на станции So249-DR45 (обр. DR45-30), имеют гетеробластовую гранонематобластовую структуру и характерную сланцеватую текстуру (Силантьев и др., 2021). Эти породы сложены сине-зеленым амфиболом, плагиоклазом и эпидотом. Образец литокластической брекчии (обр. DR60-4) состоит из крупных литокластов габброидов, сложенных уралитизированным пироксеном, соссюритизированным плагиоклазом и магнетитом, основная масса породы состоит из перекристаллизованных плагиоклаза и пироксена.

Рис. 2.

Микрофотографии в поляризованном свете прозрачных шлифов милонитов хр. Стелмейт – обр. DR45-4 (а), DR47-17 (б), DR47-14 (в) .

Анализ концентраций главных элементов в изученных образцах выполнен методом рентгенофлуоресцентного анализа на вакуумном спектрометре последовательного действия модели Axios со сканирующим каналом AXIOS Advanced в ГЕОХИ РАН Т.Г.Кузьминой. Содержание РЗЭ и некоторых сильно несовместимых элементов определялось по методике кислотной минерализации геологических образцов в открытой системе. Детальное описание этой методики приведено в работе (Силантьев и др., 2018). Исследования Rb–Sr и Sm–Nd изотопных систем проводили в лаборатории изотопной геохимии и геохронологии ГЕОХИ РАН по стандартной методике. Для определения концентраций рубидия, стронция, самария и неодима применяли метод изотопного разбавления с использованием смешанных трассеров. Измерения проводились на многоколлекторном твердофазном масс-спектрометре Triton.

СОДЕРЖАНИЕ ГЛАВНЫХ И НЕСОВМЕСТИМЫХ ЭЛЕМЕНТОВ В ИЗУЧЕННЫХ ПОРОДАХ

Данные о содержании главных и несовместимых элементов в вулканических и плутонических породах хр. Стелмейт приведены в табл. 2. Классификационная диаграмма вулканических пород в координатах кремнезема и суммы щелочей (Cox et al., 1979) демонстрирует, что изученные образцы базальтов и диабазов, по содержанию кремнезема и суммы щелочей относятся к типичным пикро-базальтам и базальтам (рис. 3а). Пикро-базальты, представленные образцами DR47-24, DR45-22, характеризуются хорошей сохранностью и не обнаруживают следов метаморфических преобразований, в то время как диабаз, отнесенный к той же группе (DR57-6), судя по его минеральному составу испытал перекристаллизацию в условиях зеленосланцевой фации метаморфизма. В поле состава базальтов попадают как точки составов образцов неизмененных пород (обр. DR45-21), так и диабазов (обр. DR45-15,16,28, DR47-21, DR58-10). Габбро по содержанию главных элементов соответствуют полю составов габброидов плутонических комплексов срединно-океанических хребтов (Miyashiro, Shido, 1980; Wilson, 1989). По геохимической классификации океанических габброидов, предложенной в (Miyashiro, Shido, 1980), составы этих образцов соответствуют габбро ранней и средней стадии эволюции магматического расплава родительского для MORB (рис. 3б). На рисунке 3б особняком располагаются точки состава трех образцов меланократовых милонитов: DR45-4 (MgO = 17.80 мас. %). DR47-17 (MgO = = 23.43 мас. %) и DR47-14 (MgO = 24.97 мас. %), а также габбро-диоритов (обр. DR7-12) и диоритов (обр.DR7-10,11): MgO = 4.60; 4.57; 4.17 мас. % соответственно. Очевидно, протолит этих пород отличался от типичных габброидов внутренних океанических комплексов и не связан с продуктами фракционной кристаллизации толеитового расплава. Отклоняется от поля состава “габбро ранней стадии” также состав габброида, представленного образцом DR45-9 и который, как будет показано ниже, не связан с эволюцией магматического расплава родительского для N-MORB.

Рис. 3.

Вариации содержания кремнезема и щелочных компонентов в вулканических породах по (Cox et al., 1979) (а). (б) – Вариации содержания TiO₂ и SiO₂ в изученных габброидах и милонитах. Поля составов габбро ранней, средней и поздней стадий приведены по (Miyashiro, Shido, 1980). Синими крестиками показаны составы габбро из внутренних океанических комплексов САХ. Синим цветом отмечены породы, отобранные на станции драгирования So249-DR45, красным – So249-DR47, желтым – So201-DR37, фиолетовым – So201-DR38, голубым – So249-DR60, оранжевым – So249-DR61, розовым – So249-DR58, зеленым – So249-DR57, болотным – So201-DR7. Ромбами обозначены ультраосновные породы, квадратами – габбро и диориты, кружками – базальты и диабазы, звездочками – милониты.

В координатах AFM большинство составов изученных габбро соответствуют полю состава габброидов срединно-океанических хребтов (рис. 4а). Габбро-диориты и диориты, драгированные на станции So201-DR7, попадают в поле состава океанических плагиогранитов (ОПГ). Следует заметить, что хотя изученные габбро-диориты (обр. DR7-12) и диориты (обр. DR7-10, 11), как и океанические плагиограниты, обнаруживают обогащенность легкими редкоземельными элементами, эти породы характеризуются существенно более высокими содержаниями калия и литофильных элементов: K₂O = 1.14–3.82 мас. %, Ba = 405–674 г/т, Sr = 282–551 г/т. Наблюдаемая в них ковариация содержаний калия и величины отношения Sm/Nd, как уже отмечалось в (Силантьев и др., 2014), кардинально отличатся от характерной для ОПГ (рис. 4б). Как следует из рис. 4б, точки состава изученных диоритов близки к составу континентальной коры, приведенному по (Rudnik, 2003). В тех же координатах точки состава типичных ОПГ располагаются вдоль тренда, характерного для продуктов высокотемпературной перекристаллизации (гидротермального анатексиса) океанических габброидов при участии водно-солевого флюида морского происхождения.

Рис. 4.

(а) – Вариации составов изученных габброидов в координатах AFM. Составы габброидов срединно-океанических хребтов выделены голубым полем, океанические плагиограниты (ОПГ) – розовым (приведены по – Силантьев и др., 2014). Все железо представлено как FeO*. (б) – Вариации содержания K₂O и величины отношения Sm/Nd в изученных габбро, габбро-диоритах и диоритах (приводится как в (Силантьев и др., 2014)). Состав габброидов из плутонических комплексов САХ показан мелкими синими крестиками. Точка состава континентальной коры (UCC) обозначена красной звездочкой по (Rudnik, Gao, 2003), SW – состав морской воды по (Piepgras, Wasserburg, 1987; Tachikawa et al., 2003).

По характеру распределения редкоземельных элементов, нормированных к хондриту, плутонические и вулканические породы хр. Стелмейт соответствуют производным дифференциации как деплетированных, так и обогащенных расплавов (рис. 5). Образцы, драгированные на станциях So249-DR45, So249-DR47, So249-DR58 и So249-DR57, преимущественно являются представителями обедненных расплавов (обр. DR45-2, 5, 7; DR47-6, 10, 11, 12, 14; DR45-14; DR47-1, 5, 19; DR47-24; DR45-16, 21; DR57-5; DR58-5A-C, 6, 9, 10). Наряду с этим, среди изученных образцов присутствуют ультрамафиты (обр. DR45-1), габбро (DR45-9; DR61-11), а также вулканические и субвулканические породы (DR45-22,28; DR47-21; DR57-6), обнаруживающие очевидные признаки связи с обогащенными магматическим расплавами. Как уже было отмечено выше, в диабазах первичная (долеритовая) структура лишь слабо угадывается, а минеральный состав этих пород подразумевает их интенсивную перекристаллизацию. Однако, состав базальта, представленного обр. DR45-22 и не обнаруживающего следов метаморфических преобразований, характеризуется обогащенным спектром распределения редкоземельных элементов, нормированных к хондриту, схожим со спектром, установленном в образце диабаза DR45-28, который был драгирован на той же станции. Спектры распределения РЗЭ в габбро, габбро-диоритах и диоритах юго-восточного окончания хр. Стелмейт (ст. So249-DR61, So201-DR7), в свою очередь, демонстрируют ярко-выраженную обогащенность легкими редкими землями. Положительная цериевая аномалия, наблюдаемая в серпентините (DR45-1), катаклазированном габбро (обр. DR45-9), и диабазах (обр. DR45-28, DR57-6) отражает эффект окисления трехвалентного церия до четырехвалентного состояния, сопровождающее низкотемпературное взаимодействие протолита этих пород с морской водой (например, German et al., 1991). В некоторых образцах ультраосновных пород (обр. DR45-6, 11), габбро (обр. DR47-19, 20) и габбро-диоритов (обр. DR7-10, 11) проявлена европиевая аномалия, отражающая специфику поведения плагиоклаза в магматической системе. Амфиболиты ст. So249-DR45, демонстрируют картину распределения нормированных к хондриту содержаний РЗЭ, близкую к наблюдаемой в типичных производных эволюции деплетированных расплавов, родительских для N-MORB.

Рис. 5.

Характер распределения нормализованных к хондриту (Sun, McDonough, 1989) содержаний РЗЭ в изученных породах хребта Стелмейт. Астериксы – амфиболиты, крестики – брекчии. Oстальные условные обозначения как на рис. 3.

Ультраосновные породы, представленные в изученной коллекции серпентинитами, судя по характеру вариаций свойственных им величин отношений Al₂O₃/SiO₂ и MgO/SiO₂, могут быть подразделены на три группы (рис. 6). К одной из них относятся серпентиниты, протолитом которых скорее всего являлись слабо- и умеренно деплетированные мантийные реститы (So249-DR45-1,5,6,7; So249-DR47-6,9,10; So201-DR37-14; So201-DR38-7). Очевидно, к этой же группе относятся образцы So249-DR47-12 и So249-DR47-13, повышенные значения отношения Al₂O₃/SiO₂, которые, возможно, свидетельствуют о том, что протолит этих пород был представлен плагиоклазовыми перидотитами. Другая группа включает породы, первичный субстрат которых, возможно, относился к продуктам фракционной кристаллизации или был связан с мантийным реститогенными перидотитами, испытавшими взаимодействие с магматическим расплавом (So249-DR45-2; So201-DR37-9). При этом следует заметить, что пониженная величина отношения MgO/SiO₂ в абиссальных перидотитах может быть обусловлена не только процессом фракционной кристаллизации, но и серпентинизацией протолита этих пород. Образцы So201-DR37-3 и So201-DR37-4, характеризующиеся исключительно низкими значениями величины отношения MgO/SiO₂ (0.05 и 0.14, соответственно), представлены силисифицированными аподунитовыми серпентинитами, которые, согласно данным, приведенным в (Силантьев и др., 2012), испытали низкотемпературное выветривание в субаэральных условиях. На рис. 6 обозначены три главных геохимических тренда, определяемых процессами, ответственными за эволюцию состава ультрамафитов хр. Стелмейт. Точки состава высокомагнезиальных милонитов занимают правое поле диаграммы, приведенной на рис. 6, что связано с характерными для этих пород высокими значениями величины отношения Al₂O₃/SiO₂. Это отражает специфику их минерального и химического состава, диктуемую очевидным участием в строении этих пород, образованных за счет катаклаза, вещества ультрамафитов и габброидов, ассоциирующих с ними на станциях драгирования So249DR45 и So249DR47. Очевидно, параметры химического состава изученных милонитов определяются механической смесью вещества ультраосновных пород и габброидов, вовлеченных в процесс тектонической деформации корового субстрата. Рисунок 7 наглядно подтверждает это допущение.

Рис. 6.

Характер вариаций параметров Al₂O₃/SiO₂ и MgO/SiO₂ в изученных серпентинитах и ультраосновных милонитах хр. Стелмейт. Приведены также составы пироксенитов, оливиновых пироксенитов и вебстеритов из мафит-ультрамафитовых ассоциаций офиолитовых комплексов (Тродос, Кипр по (Allen, 1975)) и задуговых бассейнов (хр. Ширшова (Силантьев и др, 2018). Состав силисифицированных перидотитов ст. So209-Dr37 приведен по (Силантьев и др., 2012).

Рис. 7.

Характер ковариаций содержания MgO и Ni (а); а также MgO и Cr (б) в габброидах, ультрамафитах и милонитах хр. Стелмейт.

ИЗОТОПНЫЙ СОСТАВ Sr И Nd

Изотопный состав стронция и неодима был определен в 48 образцах, соответствующих всему петрографическому спектру пород хр. Стелмейт (табл. 3). Характер вариаций изотопных отношений стронция и неодима в изученных породах указывает на существование трех главных групп магматических пород, участвующих в строении хр. Стелмейт (рис. 8). К первой относятся образцы габброидов (ст. So249-DR47, So201-DR57, 58), базальтов (DR45-15, 16, 21, 28, DR58-10), милонитов (DR45-4), брекчированных габброидов (DR60-4) и амфиболитов (DR45-30). Эти породы обнаруживают изотопно-геохимическую связь с деплетированным источником, соответствующим мантийному резервуару, продуцирующему MORB. С другой стороны, отдельные образцы вулканических и плутонических пород, отобранных на тех же станциях, обладают геохимическими признаками островодужного происхождения и в отношении изотопного состава Nd соответствуют типичным вулканитам Алеутской дуги, составы которых приведены в (Костицын, 2004). Вторая группа образцов, включает серпентиниты, габбро, базальты и милониты, драгированные на станциях So249-47 и So249-45, которые при высоких и умеренно низких значениях ¹⁴³Nd /¹⁴⁴Nd (>0.5129) обнаруживают высокие ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr (>0.704). К третьей группе относятся образцы серпентинитов, габбро, габбро-диоритов и базальтов, которым свойственны высокие значения ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr (>0.704) и очень низкие ¹⁴³Nd /¹⁴⁴Nd (<0.5129). В этой группе выделяются образцы силисифицированных серпентинитов станции So201-37 и серпентиниты станции So249-45, представленные образцом DR45-1, в которых ¹⁴³Nd /¹⁴⁴Nd составляет 0.5125. Изотопный состав стронция является чутким индикатором степени изменения пород океанического фундамента при его взаимодействии с морской водой и ее гидротермальными дериватами. Поскольку большая часть проанализированных пород обнаруживает признаки метаморфического преобразования: уралитизация в базальтах и габбро, серпентинизация и силисификация в ультраосновных породах, широкий диапазон вариаций величины ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr в изученных образцах на рис. 8 на первый взгляд является отражением степени изменения пород.

Рис. 8.

Вариации изотопного состава стронция и неодима в изученных породах. Темно-сиреневой звездочкой обозначен состав деплетированного мантийного источника по (Workman, Hart, 2005); не залитой темно-сиреневой звездочкой – состав мантийного резервуара EII по (Hanyu, Nakamura, 2000; Jackson, Dasgupta, 2008). Не залитая синяя звездочка – морская вода по (Piepgras, Wasserburg, 1987; Tachikawa et al., 2003). Голубые мелкие крестики – базальты Восточно-Тихоокенанского Поднятия, розовые косые крестики – островодужные базальты Алеутской островной дуги по (Костицын, 2004). Не залитый крупный синий ромб – обр. DR45-1. Остальные условные обозначения, как на рис. 3 и 4.

Справедливость этого заключения иллюстрирует рис. 9, на котором отчетливо проявлена положительная корреляция между изотопным отношением ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr и потерями при прокаливании (ППП) образцов при процедуре их подготовки к рентгено-флуоресцентному анализу. Рис. 9 позволяет также судить о характере взаимосвязи между величиной изотопных отношений стронция и содержанием MgO в протолите породы, которая подвергалась гидратации. Очевидно, что перидотиты, являясь наиболее магнезиальными породами океанического фундамента, обнаруживают высокие отношения ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr, достигающие нередко значения, характерного для морской воды. В изученных базальтах и габброидах, как видно из рис. 9, эта тенденция проявлена не столь резко, как в ультраосновных породах. Ранее, в (Verma, 1992), было показано, что подводное выветривание MORB приводит лишь к незначительному увеличению в них величины ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr и слабому уменьшению значения ¹⁴³Nd /¹⁴⁴Nd. Следует заметить, что, судя по данным, приведенным на рис. 9, изотопные метки стронция габбро-диоритов и диоритов ст. So201-DR7, скорее всего, соответствуют таковым в протолите этих пород. Существующие данные позволяют предполагать, что метаморфизм изверженных пород основного состава в широком диапазоне P-T-условий не сопровождается заметным привносом-выносом большинства редких элементов (в том числе РЗЭ) (Bartley, 1986; Ghatak et al., 2012; Xiao et al., 2013). Таким образом, есть основания считать, что величина отношения (La/Sm)_cn в базальтах, диабазах и габбро из изученной коллекции, являясь индикатором степени обогащенности родительских для них расплавов, не испытала существенного изменения при метаморфизме этих пород, протекавшем, как это следует из их минерального состава, преимущественно в условиях зеленосланцевой фации метаморфизма. Имея в виду все вышесказанное, можно полагать, что характер вариаций величин (La/Sm)_cn и ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr на рис. 10 отражает, преимущественно, разнообразие геохимических параметров протолита изученных базальтов, диабазов и габбро. В тех же образцах установлена обратная корреляция между величиной (La/Sm)_cn и изотопным отношением ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd (рис. 10б).

Рис. 9.

Корреляция величин изотопного отношения ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr и ППП в изученных породах. Условные обозначения как на рис. 3.

Рис. 10.

Ковариации между величиной отношения (La/Sm)_cn и изотопным составом стронция (а) и неодима (б) в изученных базальтах, диабазах и габбро хр. Стелмейт. Шестиконечной залитой синим звездочкой обозначен состав амфиболита станции So249-DR45. Голубые мелкие крестики – базальты Восточно-Тихоокенанского Поднятия, розовые косые крестики – островодужные базальты Алеутской островной дуги по (Костицын, 2004). Другие обозначения как на рис. 3 и 4.

Изученные серпентиниты, в отличие от пород основного состава, не обнаруживают признаков корреляции между характерными для них значениями (La/Sm)_cn и ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr. Это связано с гораздо более резким увеличением изотопного отношения ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr в зависимости от степени серпентинизации протолита ультраосновного состава. Однако, отчетливая отрицательная корреляция намечается между (La/Sm)_cn и ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd (рис. 11). Рис. 11 демонстрирует возможное присутствие среди изученных образцов ультраосновных пород, протолит которых характеризовался различной степенью деплетированности. Обращает на себя внимание схожесть использованных на рис. 11 параметров состава образца DR45-1 и образцов силисифицированных в субаэральных условиях серпентинитов со станции So201-DR37. Серпентинит, представленный этим образцом, обнаруживает также аномально высокое для абиссальных перидотитов содержание Nd: 7.24 г/т.

Рис. 11.

Ковариации между изотопным составом неодима и величиной отношения (La/Sm)_cn в серпентинитах хр. Стелмейт. Оранжевым крапом показано поле составов силисифицированных серпентинитов ст. So201-DR37. Обозначения как на рис. 8.

ПРОИСХОЖДЕНИЕ МАГМАТИЧЕСКИХ КОМПЛЕКСОВ ХРЕБТА СТЕЛМЕЙТ: ГЕОДИНАМИЧЕСКАЯ ИНТЕРПРЕТАЦИЯ ГЕОХИМИЧЕСКИХ ДАННЫХ

Приведенные выше данные о геохимических особенностях пород, относящихся к магматическим комплексам, участвующим в строении различных сегментов хр. Стелмейт на протяжении всего его простирания с ВЮВ на ЗСЗ, позволяют предпринять попытку реконструкции геохимической природы источников магматизма и геодинамических режимов, определивших строение литосферы рассматриваемой акватории Тихого океана. На основании полученных данных можно представить следующий субдолготный профиль, описывающий картину распределения изотопно-геохимических параметров источников магматизма, ответственных за формирование плутонических и вулканических пород, слагающих хр. Стелмейт вдоль его простирания на расстоянии около 500 км (рис. 12). Данные, приведенные на рис. 12а, свидетельствуют о том, что, судя по результатам драгирований, проведенных в 201-ом и 249-ом рейсах НИС “Зонне”, породы ультраосновного состава, ассоциирующие с габбро, диабазами и базальтами, распространены только в его северо-западной части, ограниченной с юго-востока примерно на 170°30' в.д. В то же время, к юго-востоку от этой условной границы серпентиниты не были обнаружены, но распространены плутонические породы основного состава и продукты вулканизма. Как уже было отмечено выше, среди изученных серпентинитов северо-западного сегмента хр. Стелмейт на станциях драгирования So249-DR45, So201-DR37 и So201-DR38 присутствуют породы, характеризующиеся очень низкими изотопными отношениями неодима (рис 12б). Величина ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd в абиссальных перидотитах, гидратированных при очень высоком значении отношения вода/порода (W/R ≥ 10000) согласно (Snow, Reisberg, 1995; Delacour et al., 2008), может достигать очень низких значений, сопоставимых с полученными в настоящей работе. Этот эффект, по мнению А. Делакур с коллегами (Delacour et al., 2008), отражает длительное экспонирование абиссальных перидотитов на поверхности океанического дна. В образцах серпентинитов, драгированных на ст. So201-37 величина ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd составляет 0.51241, близкие значения изотопного отношения Nd имеет образец DR45-1, драгированный на ст. So240-45: ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd = = 0.51250. Следует заметить, что аполерцолитовые серпентиниты со станции So201-DR37 ассоциируют с силисифицированными аподунитовыми серпентинитами, являющимися продуктами субаэрального выветривания. Образцы серпентинитов ст. So201-DR37, изученные в работе (Краснова, 2014), характеризуются также сильно радиогенными изотопными отношениями ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb, а один них (So201-DR37-14) имеет аномально высокие отношения ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb. Полученные для тех же образцов серпентинитов изотопные характеристики кислорода превышают типичные значения d¹⁸O для океанических серпентинитов и близки по значениям к осадкам (Краснова, 2014). Примечательно, что величина ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd в этих образцах характеризуется строго отрицательной корреляцией с величиной d¹⁸O в породе. Наиболее правдоподобным объяснением этого является воздействие на ультраосновной субстрат метеорных вод при субаэральном выветривании. Протолитом аполерцолитовых серпентинитов ст. So201-DR37 по (Краснова, 2014), являлся мантийный субстрат с изотопными характеристиками DMM, который испытал частичное плавление, возможно, под влиянием Гавайского мантийного плюма. Наблюдаемый на рис. 8 резкий сдвиг изотопного состава Nd в аполерцолитовых серпентинитах ст. So201-37 и в обр. DR45-1 от точки состава DMM в свете приведенных выше данных должен отражать эффект серпентинизации протолита этих пород при высоких значениях отношения W/R (вода/порода). В этой связи необходимо заметить, что помимо других признаков, несомненно, отражающих геохимические эффекты серпентинизации (высокие значения ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr и ППП), образец DR45-1 характеризуется особенностями состава, которые не могут быть объяснены влиянием этого процесса. К таким особенностям относятся очень высокое содержание Nd и высокое значение параметра (La/Sm)_cn, резко отличающие этот образец от других образцов серпентинитов, драгированных в северо-западном сегменте хр. Стелмейт. Таким образом, возникает проблема, связанная с возможным присутствием в рассматриваемом районе хр. Стелмейт ультраосновных пород, изотопно-геохимические параметры которых соответствуют таковым или в древнем коровом субстрате, или в мантийном резервуаре типа EM II, изотопный облик которого определяет, по (Kimura et al., 2007), вещество кристаллического фундамента и осадков субдуцируемого литосферного слэба. Однако, образец DR45-1 – не единственный представитель пород, драгированных на хр. Стелмейт, петрографические и геохимические особенности которых позволяют рассматривать их как чужеродные для океанической коры образования. На станции So201-DR38, расположенной к юго-востоку от ст. So249-DR45, была драгирована крупная глыба тектонической брекчии. Породы, фрагменты которых в виде литокластов включены в матрицу этой брекчии, представлены преимущественно серпентинитами (в том числе, изученным в настоящей работе обр. So201-DR38-7), долеритами и базальтами. Кроме перечисленных типов пород, среди литокластов встречен фрагмент двуслюдяного сланца, сложенного флогопитом, мусковитом, плагиоклазом и кордиеритом. Подобные метапелиты не характерны для океанической коры и остается открытым вопрос о том, как фрагмент этого двуслюдяного сланца попал в тектоническую брекчию, большая часть литокластов которой представлена породами мафит-ультрамафитовой ассоциации. На самой юго-восточной из рассмотренных станций драгирования – станции So201-DR7 подняты габбро-диориты и диориты (обр. So201-DR7-10,11,12), минеральный состав которых также как геохимические особенности, не позволяют относить их к продуктам магматизма океанических зон спрединга. Таким образом, на всем простирании хребта Стелмейт спорадически встречаются породы, в образовании которых не участвовали мантийные резервуары океанического типа. Вместе с тем, имея в виду критическое значение для геодинамических построений находок на хребте Стелмейт пород, чужеродных океанической литосфере, следует помнить о возможности их ледового транспорта в северо-западную акваторию Тихого океана. Например, в работе (Полякова, 2007) указывается, что в январе-апреле плавучие льды из Охотского моря дрейфуют в северо-западную часть Тихого океана, а льды Берингова моря движутся на юго-запад вдоль восточного побережья п-ова Камчатка. Однако, следует заметить, что фрагменты пород с приведенными выше аномальными изотопно-геохимическими и петрографическими особенностями не обнаруживают морфологических признаков, характерных для продуктов ледового транспорта.

Рис. 12.

Характер распределения величины изотопного отношения ¹⁴³Nd /¹⁴⁴Nd в изученных породах вдоль всего простирания хр. Стелмейт (а) и в породах, драгированных в его северо-западном секторе (б). Зеленым крапом обозначена северо-западная часть хр. Стелмейт, где среди драгированных пород преобладают ультрамафиты; сиреневым крапом показана центральная и юго-восточная области хр. Стелмейт, в которых ультрамафиты среди драгированных пород отсутствуют. EM II приведена по (Hanyu, Nakamura, 2000; Jackson, Dasgupta, 2008), DMM и HIMU – по (Workman, Hart, 2005; Jackson et al., 2008). Условные обозначения те же, что на рис. 3 и 4.

На указанных выше станциях, с породами ультраосновного состава ассоциируют габбро, базальты и измененные долериты. Результаты сопоставления изотопно-геохимических характеристик этих пород дают основание полагать, что в северо-западном сегменте хр. Стелмейт присутствуют две, контрастные в геохимическом отношении, мафит-ультрамафитовые ассоциации. Одна из них, представленная обр. DR45-28, DR45-22 (базальты) и DR45-9 (габбро), относится к производным магматизма, ответственного за образование обогащенных базальтоидов семейства OIB. Ко второй группе относятся вулканические и плутонические породы, связанные с источником магматизма, генерирующего деплетированные толеитовые расплавы (обр. DR45-14; DR47-1, 2,18,19,20 – габбро; DR47-21, DR47-24 – базальты) (рис. 13а). Как было показано в (Силантьев и др., 2019), в некоторых из изученных образцов базальтоидов хр. Стелмейт наблюдается отрицательная аномалия нормированного к хондриту содержания Nb и положительная Ba, U, и Sr, что позволяет относить эти породы к продуктам субдукционного (островодужного) магматизма.

Рис. 13.

Характер распределения величины отношения (La/Sm)_cn в изученных породах вдоль простирания северо-западного (а) и юго-восточного сегментов хр. Стелмейт. Интервалы значений (La/Sm)_cn для N-MORB и P-MORB приведены по (Wilson, 1989).

Судить о природе источников магматизма в юго-восточном сегменте хр. Стелмейт можно по изотопно-геохимическим параметрам образцов, драгированных на станциях So249-DR57, 58, 60, 61 и So201-DR7. К сожалению, порода, представленная образцом DR57-6 (диабаз) сильно изменена, поэтому интерпретация ее геохимической природы сильно затруднена. В противоположность этому, на ст. So249-DR58 были драгированы слабо измененные габброиды (обр. DR58-5A-C, DR58-7,9) и долериты (DR58-10), в которых изотопно-геохимические параметры протолита могли сохраниться. Судя по значению изотопных отношений ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr и ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd, все магматические породы этой станции обнаруживают признаки происхождения из расплава, связанного с мантийным резервуаром типа DMM (рис. 13б). Вероятно, протолит брекчированных габброидов ст. So249-DR60 характеризовался такой же геохимической природой. Габбро, драгированные на ст. So249-DR61, характеризуются пониженным относительно резервуара DMM значением изотопного отношения ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd (0.51271) при ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr = 0.7049, а также высоким, не свойственным габброидам СОХ, содержанием K₂O (табл. 2 и 3). Поэтому эти породы навряд ли могут относиться к продуктам плавления малоглубинной мантии, типичным для зон океанического спрединга. Диабаз, представленный образцом DR57-6, характеризуется изотопно-геохимическими параметрами, отличными от типичных для MORB, однако, учитывая сильную измененность этой породы, дать уверенную оценку геохимической природы ее протолита не представляется возможным.

Одной из характерных особенностей хребта Стелмейт являются признаки крупно амплитудных вертикальных движений, наиболее четко проявленные в районе расположения станций драгирования So249-DR47 и So201-DR38. В (Силантьев и др., 2012) приведены данные, свидетельствующие о том, что отдельные сегменты хребта в результате этих тектонических процессов могли воздыматься над поверхностью океана. Ярким петрографическим свидетельством присутствия в районе указанных станций крупной разломной зоны являются поднятые на ст. So249-DR47 конгломераты, содержащие гальки и фрагменты всех петрографических типов пород, обнаруженных при драгированиях в северо-западном сегменте хр. Стелмейт (рис. 14). Эта гипотетическая зона разлома, судя по приведенным выше данным, делит хребет Стелмейт на два главных сегмента, характеризующихся различными по петрографическому составу комплексами пород: северо-западный, в котором распространены ультраосновные породы, ассоциирующие с габбро, диабазами и базальтами; и юго-восточный, в котором эта ассоциация пород отсутствует, а распространены габброиды (рис. 14). С одной стороны, этот характер распределения петрографических типов пород вдоль простирания хр. Стелмейт, возможно, связан с недостаточной опробованностью его юго-восточного сегмента. С другой стороны, нельзя исключить того, что на северо-западе хр. Стелмейт в результате крупного тектонического события были выведены к поверхности более глубинные блоки литосферы, чем в юго-восточном его сегменте.

Рис. 14.

Возможное расположение крупной разломной зоны, разделяющей северо-западный и юго-восточный сегменты хр. Стелмейт (обозначено красным контуром). На врезке – фотография конгломерата, содержащего гальку всех петрографических типов пород из мафит-ультрамафитового комплекса хр. Стелмейт (обр. So249-DR47-26).

Синтез всех полученных к настоящему времени сведений о строении хр. Стелмейт и составе слагающих его пород позволяет сформулировать ряд выводов, которые следует иметь в виду при построении адекватных геодинамических моделей образования магматических комплексов и их источников в рассматриваемой акватории северо-запада Тихого океана:

1. Мафит-ультрамафитовая ассоциация пород северо-западного сегмента хр. Стелмейт была образована на конвергентной границе литосферных плит;

2. В формировании, магматических комплексов хр. Стелмейт принимали участие как деплетированные, так и обогащенные источники;

3. В районе 170° в.д., в пределах хребта Стелмейт, располагается крупная разломная зона, к северо-западу от которой в строении магматических комплексов участвуют ультраосновные породы, отсутствующие к юго-востоку от нее;

4. На всем простирании хребта Стелмейт спорадически встречаются магматические породы, в образовании которых не участвовали мантийные резервуары океанического типа.

Рейсы НИС “Зонне” SO201 и SO249 проводились в рамках проектов KALMAR (2009г.) и BERING (2016г.) при финансовой поддержке Министерства образования и науки ФРГ. Настоящее исследование осуществлялось за счет средств, выделяемых из бюджета на исследования, ведущиеся по теме 0137-2019-0012 “Петрология, геохимия и геодинамика процессов образования и эволюции литосферы океанов и континентов”.