Петрология, 2021, T. 29, № 1, стр. 3-18

ВВЕДЕНИЕ

Тектоническое положение хребтов Стелмейт и Ширшова делает их перспективными объектами для изучения процессов петрогенезиса, протекающих в различных геодинамических обстановках, реализующихся на конвергентных границах литосферных плит. Комплексы магматических пород, слагающих эти хребты, расположены по разные стороны от Алеутской островной дуги и могут нести важную информацию о веществе поглощаемой в зоне субдукции литосферы Северо-Западной Пацифики (хр. Стелмейт) и о продуктах супрасубдукционного магматизма и его источниках в задуговом бассейне Берингова моря (хр. Ширшова). Общепринятая в настоящее время картина геодинамической эволюции литосферы северо-западной части Тихого океана, важным геоструктурным элементом которой является хр. Стелмейт, реконструирована по геофизическим данным и подразумевает отмирание тихоокеанского центра спрединга Кула-Пацифик 43 млн лет назад, реликт несубдуцированного сегмента которого (Кула) примыкает с запада–юго-запада к Алеутскому желобу и ограничен на юге разломной зоной Стелмейт (Lonsdale, 1988). Согласно этому геодинамическому сценарию, разломная зона Стелмейт является северо-западным окончанием палеотрансформа Кула-Пацифик и включает расположенный внутри него одноименный поперечный хребет, образованный в результате тектонического взброса блока океанической литосферы мелового возраста вдоль трансформного разлома (Lonsdale, 1988). Первые сведения о строении и составе океанического фундамента в акватории хр. Стелмейт были получены в результате многочисленных драгирований, проведенных на различных сегментах хребта в 201-м и 249-м рейсах немецкого НИС “Зонне” (2009 и 2016 гг. соответственно). Изучение полученных в этих рейсах пород позволило предполагать, что на северо-западном окончании хр. Стелмейт наиболее распространенным петрографическим типом пород являются ультрамафиты (Силантьев и др., 2012, 2018; Краснова и др., 2013). Результаты петролого-геохимического изучения образцов, собранных в этом районе, показали, что ультраосновные породы северо-западного сегмента хр. Стелмейт являются преимущественно продуктами фракционной кристаллизации и близки в минералогическом и геохимическом отношении к представителям мафит-ультрамафитовых серий кумулятивного происхождения (Силантьев и др., 2018). Однако в работе (Краснова и др., 2013) приведены данные, свидетельствующие о присутствии среди ультраосновных пород хр. Стелмейт серпентинитов, развитых по реститогенным шпинелевым лерцолитам, испытавшим частичное плавление на разных уровнях глубинности мантии.

До проведения рейсов НИС “Зонне” в акватории Берингова моря данные о присутствии в пределах хр. Ширшова пород ультраосновного состава отсутствовали. При драгировании в центральной части хр. Ширшова были подняты образцы ультрамафитов, которые, как показали дальнейшие исследования (Силантьев и др., 2018), сильно варьировали по магнезиальности и, как и в случае ультраосновных пород хр. Стелмейт, были представлены, главным образом, пироксенитами кумулятивного происхождения. В (Силантьев и др., 2018) отмечалось сходство ассоциаций пород, драгированных в ходе проведения 249-го рейса НИС “Зонне” на хребтах Стелмейт и Ширшова. В обоих случаях драгированные породы могли бы составить практически полный разрез типичных для палеоколлизионных зон офиолитовых комплексов. Офиолитовый тип разреза, возможно, имеющий место в центральной части хр. Ширшова, не противоречит высказанному ранее предположению, что петрографический спектр пород, драгированных здесь (амфиболиты, габбро, долериты), относится к офиолитовой ассоциации, магматический протолит которой был сформирован в задуговом центре спрединга (Силантьев и др., 1985). Однако офиолитовый сценарий формирования возможного офиолитового геологического разреза северо–северо-западного окончания хр. Стелмейт противоречит существующим представлениям (Lonsdale, 1988) о геодинамической природе этого блока литосферы Северо-Западной Пацифики. Возможные тектонические сценарии, позволяющие реконструировать события, приведшие к образованию ассоциации пород, наблюдаемой в сегменте хр. Стелмейт, погружающемся в Алеутский глубоководный желоб, обсуждаются в (Силантьев и др., 2018). Бесспорно, любая геодинамическая альтернатива общепринятой концепции строения и состава тихоокеанской литосферы в непосредственной близости к Алеутской зоне субдукции требует дальнейшего накопления данных, которые могли бы быть использованы в качестве аргументов в ее пользу.

В продолжение исследований, направленных на геодинамическую интерпретацию петролого-геохимических особенностей пород мафит-ультрамафитовой ассоциации хребтов Стелмейт и Ширшова, главная цель настоящей работы заключалась в оценке содержания и характера распределения сильно сидерофильных и халькофильных элементов в образцах ультрамафитов, габброидов и базальтов, отобранных в ходе проведения 249-го рейса НИС “Зонне”. Расположение станций драгирования показано на рис. 1. Изучение характера распределения меди, никеля, серы и элементов группы ЭПГ в отобранных для изучения образцах позволяет увереннее судить о геохимической и геодинамической природе расплавов, родительских для них, и о факторах петрогенезиса, определяющих существующие между ними различия.

Рис. 1.

Расположение станций драгирования 249-го рейса НИС “Зонне”.

МАТЕРИАЛ И МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЯ

Предметом изучения послужила коллекция, состоящая из 26 образцов, включающая 13 ультраосновных пород, 8 габбро и 5 базальтов и диабазов (табл. 1). Ультраосновные породы, отобранные как на хр. Стелмейт, так и на хр. Ширшова, представлены образцами, варьирующими в структурном отношении от сильно деформированных полосчатых разновидностей до типичных петельчатых серпентинитов. Во многих образцах серпентинитов сохранились реликты первичных шпинели, клино- и ортопироксена, реже оливина. Протолитом серпентинитов являлись, главным образом, клинопироксениты, оливиновые клинопироксениты, оливиновые вебстериты и верлиты (Силантьев и др., 2018). Габброиды, как и серпентитниты, обнаруживают разную степень деформационного воздействия. Среди них присутствуют практически неизмененные лейкократовые габбро с характерной аллотриоморфнозернистой структурой (обр. DR47-1, 2¹¹), слабоизмененные оливиновые габбро (обр. DR45-14), уралитизированные офитовые габбро (обр. DR47-20) и габброиды, испытавшие синтектоническую перекристаллизацию (обр. DR45-9, DR47-17). Вулканические и субвулканические породы в изученной коллекции представлены свежими базальтами с неизменной интерсертальной структурой основной массы породы (обр. DR45-22, DR47-24) или диабазами, в различной степени сохранившими признаки долеритовой структуры (обр. DR45-28, DR47-21, DR112-13, DR112-14). Образец DR47-24 в петрографическом отношении является типичным пикритовым базальтом и сложен крупными фенокристами оливина, шестоватыми агрегатами плагиоклаза и выделениями шпинели неправильной формы. Детальная информация о петролого-геохимических особенностях всех пород в табл. 1 представлена в (Силантьев и др., 2018, 2019).

Содержания элементов группы платины (ЭПГ) и некоторых халькофильных элементов были определены в ГЕОХИ РАН методами МС-ИСП и АЭС-ИСП. Методики анализа подробно описаны в (Кубракова и др., 2020). Подготовка проб массой 0.5–1 г состояла в их кислотном разложении (HCl, HF, HNO₃) с последующим доплавлением остатка с пероксидом натрия. Для ЭТААС платину, палладий и золото концентрировали на порошкообразном комплексообразующем сорбенте ПОЛИОРГС-IV (Россия), который анализировали в виде водной суспензии (атомно-абсорбционный спектрометр Solaar MQZ (Thermo Electron Corp. UK) с зеемановской коррекцией фонового поглощения; λ = 265.9, 247.6, 242.8 нм). ПрО: Au, Pd – 1 нг/г, Pt – 2.5 нг/г. Для ВР-МС-ИСП определения ЭПГ и золото отделяли на катионообменной смоле AG50W × 8 (Bio Rad, USA). Растворы анализировали на спектрометре высокого разрешения Element XR (Finnigan MAT, Германия) с внешней градуировкой. Использовали изотопы ¹⁰²Ru, ¹⁰⁶Pd, ¹⁹¹Ir, ¹⁹⁵Pt, ¹⁹⁷Au, ¹⁰³Rh и режим “среднее разрешение”. Пределы обнаружения элементов (в пересчете на исходное вещество) составляли Ir – 0.1, Rh – 0.5, Ru – 0.5, Pt – 0.5, Pd – 1.0 нг/г. Правильность результатов подтверждена данными, полученными для стандартного образца состава TDB-1 (Diabase Rock PGE Reference Material, CANMET), а также образцов международной программы тестирования геоаналитических лабораторий GeoPT (перидотит OPY-1, гарцбургит HARZ-01), которые были проанализированы одновременно с исследуемыми образцами.

ГЕОХИМИЯ ЭЛЕМЕНТОВ ГРУППЫ ПЛАТИНЫ В ИЗУЧЕННЫХ ПОРОДАХ

Базальты и диабазы

Содержания элементов группы платины (ЭПГ) и некоторых сидерофильных, халькофильных и литофильных элементов в образцах из изученной коллекции приведены в табл. 2. Характер распределения содержания этих элементов в породах мафит-ультрамафитовой ассоциации хребтов Стелмейт и Ширшова содержит полезную информацию для решения задач, важных в контексте реконструкции геодинамической позиции изученных комплексов пород. В первую очередь предполагалось выяснить, существуют ли различия в характере распределения ЭПГ между породами из изученных мафит-ультрамафитовых ассоциаций и, если различия имеют место, то с какими факторами петрогенезиса они связаны. Очевидный интерес представляет использование полученных данных для ответа на вопрос, существуют ли генетические связи между изученными плутоническими и вулканическими породами.

Таблица 2.  

Содержания элементов группы платины, некоторых халькофильных и несовместимых элементов, а также значения величины отношений Sm/Nd и MgO/SiO₂ в породах мафит-ультрамафитовой ассоциации хребтов Стелмейт и Ширшова

Элементы	DR45-22	DR45-28	DR45-9	DR45-14	DR45-1	DR45-2	DR45-5	DR45-6	DR47-21	DR47-24	DR47-1	DR47-2	DR47-17
Ir	3.50	0.20	7.00	1.70	4.43	6.03	2.95	nd	0.90	1.10	2.23	1.10	2.15
Ru	0.10	4.80	2.00	1.70	10.20	7.10	7.28	nd	0.53	1.34	3.59	4.31	0.96
Pt	10.70	15.00	15.40	57.40	21.20	40.00	32.50	52.00	9.90	16.54	16.20	71.49	4.43
Pd	1.40	0.50	<1	3.70	4.18	42.00	173.25	49.95	0.05	1.00	<1	<1	1.28
Au	2.10	2.00	3.11	3.70	12.55	21.40	114.75	44.75	4.66	3.15	4.20	5.62	4.82
Ag	0.07	0.04	0.05	0.07	0.09	0.01	0.00	0.04	0.15	0.08	0.06	0.13	0.16
Cu	131.00	30.00	75.20	83.90	268.18	487.00	330.49	195.08	96.30	57.00	69.20	60.20	30.70
Ni	308.00	204.00	318.00	25.00	949.40	1518.00	1692.00	1108.00	140.00	283.00	124.00	101.00	251.67
S	175.00	35.30	62.10	96.80	177.00	287.00	213.00	178.00	1438.00	1049.00	58.80	64.80	3207.00
Y	22.90	34.00	30.30	13.90	4.68	3.34	2.15	nd	10.00	18.00	1.04	nd	nd
Sc	32.00	nd	35.90	41.70	9.15	18.35	12.99	nd	nd	nd	42.00	nd	nd
Sr	240.00	165.00	76.20	155.00	37.10	18.00	85.00	nd	261.00	221.00	5.70	nd	nd
Sm	3.20	5.01	5.24	1.09	1.59	0.25	0.20	nd	1.38	1.88	0.49	0.93	0.64
Nd	10.40	16.70	18.27	2.70	6.79	0.70	0.69	nd	4.41	4.58	1.75	2.32	2.54
Sm/Nd	0.31	0.30	0.29	0.40	0.24	0.36	0.29	nd	0.31	0.41	0.28	0.40	0.25
MgO/SiO2	nd	nd	nd	nd	0.82	0.58	0.77	0.85	nd	nd	nd	nd	nd
Элементы	DR47-20	DR47-6	DR47-9	DR112-13	DR112-14	DR112-23	DR112-1	DR112-2	DR112-5	DR112-6	DR112-21	DR112-22	DR112-24
Ir	2.18	4.03	4.30	6.53	1.11	3.77	2.29	3.03	1.53	1.72	1.50	3.79	4.12
Ru	1.70	4.20	3.60	1.49	1.49	7.05	6.54	22.24	7.54	4.75	35.66	2.10	3.55
Pt	17.95	11.00	60.00	283.53	18.32	35.00	20.00	273.00	754.00	215.00	223.00	278.00	116.00
Pd	2.73	8.10	9.62	<1	1.65	2.70	3.90	4.45	21.70	3.20	3.90	6.72	16.25
Au	7.11	8.00	7.50	1.51	5.88	12.80	23.00	6.72	22.75	40.12	5.42	7.50	5.92
Ag	0.08	0.16	1.30	0.06	0.07	0.07	0.04	0.04	0.33	0.05	0.01	0.03	0.03
Cu	46.10	2.47	1.14	45.30	10.01	9.93	22.60	8.52	6.29	6.07	11.12	7.66	5.53
Ni	96.67	2388.00	2093.00	42.50	113.33	181.00	467.00	726.00	729.00	891.00	312.00	729.00	1296.00
S	50.30	706.00	516.00	44.90	73.80	68.20	213.00	150.00	134.00	189.00	36.60	201.00	165.00
Y	2.24	0.80	nd	39.46	4.64	nd	3.31	2.00	1.41	1.25	3.51	1.00	2.69
Sc	10.00	11.00	nd	39.30	56.60	71.00	50.23	38.96	35.55	30.18	67.12	21.01	5.00
Sr	264.00	6.00	nd	76.00	361.00	300.00	36.00	18.60	21.60	25.80	42.00	6.90	258.00
Sm	0.31	0.02	nd	6.23	1.07	1.42	0.47	0.28	0.23	0.23	0.53	0.17	0.18
Nd	1.04	0.08	nd	18.06	3.25	3.81	1.17	0.66	0.55	0.54	1.27	0.46	0.39
Sm/Nd	0.30	0.25	nd	0.34	0.33	0.37	0.40	0.42	0.42	0.41	0.42	0.37	0.46
MgO/SiO2	nd	0.83	0.90	nd	nd	0.34	0.50	0.60	0.61	0.56	0.47	0.76	0.75

Примечание. Здесь и в табл. 3: nd – элемент не определялся; содержание элементов Ir, Ru, Pt, Pd, Au даны в ppb, остальные – в ppm. Данные о содержании главных и несовместимых элементов в изученных породах представлены в (Силантьев и др., 2018, 2019).

Ранее предполагалось (Силантьев и др., 2019), что характер распределения редкоземельных элементов в изученных базальтах, диабазах и габбро хребтов Стелмейт и Ширшова позволяет выделять среди них представителей двух магматических серий. Одна из них включает породы, относящиеся к продуктам супрасубдукционного магматизма. Другая группа образцов обнаруживает геохимические параметры, свойственные вулканическим и плутоническим производным семейства MORB. Примечательно, что в случае хр. Стелмейт на обеих станциях драгирования (So249-DR45и So249-DR47 на рис. 2) представители этих двух магматических серий, контрастных в геодинамическом отношении, тесно ассоциируют. Рисунок 2 наглядно демонстрирует эту особенность изученных вулканических и субвулканических пород. Как следует из данного рисунка, по содержанию Y и величине отношения Sr/Y некоторые образцы базальтов, добытые на ст. So249-DR47 (см. рис. 2), также близки полю составов типичных представителей бонинитовой серии.

Рис. 2.

Вариации содержания Y и величины отношения Sr/Y в базальтах и диабазах хребтов Стелмейт (DR45-22, DR45-28, DR47-21, DR47-24) и Ширшова (DR112-13, DR112-14). Для сравнения показаны точки составов базальтов Восточно-Тихоокеанского поднятия (ВТП) и Алеутской островной дуги по (Костицын, 2004), бонинитов Идзу-Бонинской островной дуги по (Li et al., 2013) и глубоководных осадков Алеутского желоба по (Plank, Langmuir, 1998).

Вариации содержания меди и серы в базальтах и диабазах хребтов Ширшова и Стелмейт, представленные на рис. 3 и в табл. 2, c одной стороны, подтверждают предположение о возможной островодужной природе некоторых базальтоидов и габбро, драгированных на ст. So249-DR45 и So249-DR112. С другой стороны, породы, поднятые на ст. So249-DR47, с равной степенью вероятности могут относиться к продуктам магматизма задуговых бассейнов или к базальтам срединно-океанических хребтов (MORB). Следует заметить, что, судя по рис. 3, базальты задуговых бассейнов в отношении характера распределения содержания меди и серы практически не отличаются от MORB. Вместе с тем, судя по данным, приведенным в (Миронов, Портнягин, 2018), средний состав первичных супрасубдукционных расплавов (например, Толбачинского Дола – Восточный вулканический фронт Камчатки) характеризуется существенно более высокой концентрацией меди, чем в родительских для MORB расплавах (рис. 3).

Рис. 3.

Вариации содержания Сu и S в базальтах и диабазах хребтов Стелмейт (DR45-22, DR45-28, DR47-21, DR47-24) и Ширшова (DR112-13, DR112-14). Показаны также точки состава MORB по (Yi et al., 2000; Barnes, Lightfoot, 2005; Forrest et al., 2017), IAB (базальты островных дуг) и BABB (базальты задуговых бассейнов) по (Keller et al., 2008) и бонинитов о-ва Бонин по (Valetich et al., 2018).

Судя по характеру распределения концентраций Ni, Pt, Pd и Cu, нормированных к мантии, базальты и габбро, драгированные на хр. Стелмейт, близки к спектрам распределения этих элементов для MORB (рис. 4а, 4б), хотя, в случае образцов со ст. So249-DR45, имеют более высокие содержания Pt, Pd и Cu. Картина распределения ЭПГ, Ni и Cu, наблюдаемая в диабазах и габбро хр. Ширшова (рис. 4в), демонстрирует, что спектр нормализованных содержаний этих элементов в обр. DR112-13 (диабаз) напоминает спектр, свойственный MORB. Однако образцы DR112-14 (диабаз) и DR112-23 (габбро) близки по составу к габбро из расслоенных комплексов урало-аляскинского типа, характерных для палеоколлизионных зон.

Рис. 4.

Характер распределения элементов группы ЭПГ и никеля и меди, нормированных к примитивной мантии, по (Barnes, Maier, 1999), в габброидах, диабазах и базальтах, драгированных на хр. Стелмейт (а – ст. So249-DR45, б – ст. So249-DR47) и хр. Ширшова (в – ст. So249-DR112).

О ковариациях содержаний Cu, Ni и S в изученных породах можно судить по рис. 5. Этот рисунок демонстрирует отмеченную выше гетерогенность вулканических и субвулканических пород хр. Стелмейт, проявленную в присутствии здесь продуктов вулканизма, характерных для океанических (MORB) и задуговых (BABB) центров спрединга (обр. DR47-21, DR47-24) и близких по составу к базальтам островных дуг (IAT) – обр. DR45-22. Состав базальта (обр. DR45-28), возможно, близок к вулканитам внутриплитного типа, включающим OIB. В пользу этого предположения свидетельствуют изотопно-геохимические данные, приведенные в (Силантьев и др., 2019). Составы габброидов хр. Стелмейт в координатах рис. 5 сильно варьируют по содержанию серы и меди, в то время как габбро хр. Ширшова попадает в поле состава абиссальных перидотитов, включающее также точки состава кумулятивных пород мафит-ультрамафитовой ассоциации урало-аляскинского типа.

Рис. 5.

Вариации содержаний Cu, Ni и S в породах мафит-ультрамафитовой ассоциации хребтов Стелмейт и Ширшова. Показаны также поля составов MORB по (Yi et al., 2000); абиссальных перидотитов (AP) по (Силантьев и др., 2016); BABB – базальтов задуговых бассейнов, IAB – базальтов островных дуг по (Keller et al., 2008); кумулятивных пород расслоенного комплекса урало-аляскинского типа по (Ashley et al., 2012). Состав деплетированной мантии (DM) приведен по (Salters, Stracke, 2004).

Ультрамафиты

Дискриминационная диаграмма на рис. 6 (Gаruti et al., 1997) позволяет прийти к заключению, что большая часть образцов ультраосновных пород, драгированных на станциях So249-DR47 (хр. Стелмейт) и So249-DR112 (хр. Ширшова), относится к представителям расслоенных мафит-ультрамафитовых комплексов урало-аляскинского типа, как и было описано в (Силантьев и др., 2018, 2019). Возможно, ультрамафиты кумулятивного происхождения присутствуют также и на ст. So249-DR45, однако, следует заметить, что точка состава обр. DR45-1, драгированного на северо-западном окончании хр. Стелмейт, лежит вблизи мантийного тренда частичного плавления и состава мантийного лерцолита, драгированного в 201-м рейсе НИС “Зонне” на хр. Стелмейт примерно в 50 милях к юго-западу (ст. So201-DR37).

Рис. 6.

Вариации отношений Pt/Pt* и Pd/Ir в изученных ультраосновных породах хребтов Стелмейт и Ширшова. Показаны также точки составов ультрамафитов урало-аляскинского типа по (Garuti et al., 1997). Тренды частичного плавления и магматического фракционирования и формула расчета величины Pt/Pt* = = (Pt/8.3)/[(Rh/1.6) × (Pd/4.4)]^1/2 приведены по (Garutti et al., 1997).

Ультрамафиты, отобранные как на ст. So249-DR47 хр. Стелмейт, так и на хр. Ширшова, обладают содержаниями никеля, платины, палладия, золота и меди, близкими к характерным для ультраосновных пород кумулятивных серий урало-аляскинского типа (рис. 7б). Однако эти породы обнаруживают абсолютные содержания платины и золота, заметно превосходящие таковые в хорошо изученных пироксенитах, верлитах и дунитах Урала, данные по которым приведены в (Garuti et al., 1997). Особенно контрастно это отличие проявлено в породах хр. Ширшова. Максимальное содержание палладия, наблюдаемое в обр. DR47-6 (рис. 7б), вероятно, отражает присутствие пентландита в этой породе. Примечательно, что все образцы ультраосновных пород со ст. So249-DR45 обнаруживают более высокие значения содержания меди и золота как по сравнению с представителями мафит-ультрамафитовой ассоциации урало-аляскинского типа, так и с абиссальными перидотитами (рис. 5 и 7а). Причем, характер спектра распределения нормализованных к примитивной мантии содержаний Pt, Pd, Au и Cu в ультрамафитах ст. So249-DR45 очень напоминает спектры, типичные для метасоматизированных мантийных пород палеоколлизионных зон, которые приведены в (Holwell et al., 2019). Картина распределения ЭПГ, Au и Cu, наблюдаемая на рис. 7а, судя по данным, представленным в (Holwell et al., 2019), предполагает участие в формировании ультраосновного субстрата ст. So249-DR45 резервуара SCLM (субконтинентальная литосферная мантия). Ультраосновные породы со ст. So249-DR45 и So201-DR37, обнаруживающие повышенное содержание меди, близки по составу к абиссальным перидотитам, импрегнированным магматическими расплавами. Эти породы отклоняются от поля состава “стерильных” абиссальных перидотитов таким же образом, как, например, изученные в (Ciazela et al., 2018) мантийные перидотиты осевой зоны Срединно-Атлантического хребта, характеризующиеся отчетливыми минералогическими и геохимическими признаками взаимоодействия с магматическим расплавом. В пользу подобного сценария говорит то обстоятельство, что существенная часть изученных к настоящему времени образцов абиссальных перидотитов содержит прожилки габброидов. Следует заметить, что наблюдаемые вариации содержания серы в образцах ультрамафитов хр. Ширшова и ст. So-DR249-45 хр. Стелмейт, очевидно, преимущественно отражают процессы фракционирования родительского расплава или взаимодействия ультраосновного субстрата с чужеродным магматическим расплавом. В пользу этого предположения говорит отчетливо проявленная корреляция между содержаниями серы и железа в этих породах. Сложнее интерпретировать вариации содержания серы в ультраосновных породах ст. So249-DR47. В образцах с этой станции содержание серы не обнаруживает корреляции с содержанием железа, но коррелируется с содержанием никеля. Это может служить подтверждением высказанного выше предположения о пентландитовой минерализации в обр. DR47-6.

Рис. 7.

Характер распределения элементов группы ЭПГ никеля, меди и золота, нормированных к примитивной мантии по (Barnes, Maier, 1999), в ультраосновных породах, драгированных на хребте Стелмейт (а – ст. So249-DR45, б – ст. So249-DR47) и хребте Ширшова (в – ст. So249-DR112). Для сравнения на рисунках, расположенных слева, показаны спектры распределения нормированных к примитивной мантии содержаний ЭГП, Ni, Cu, Au, характерные для абиссальных перидотитов; на рисунках, расположенных справа, – для ультрамафитов урало-аляскинского типа.

Как следует из табл. 2, содержание серы в ультрамафитах ст. So249-DR47 (обр. DR47-6) достигает 706 г/т. Столь высокое содержание серы характерно для полностью серпентинизированных океанических перидотитов (Alt et al., 2007). В работе (Klein, Bach, 2009) предполагалось, что накопление серы в интенсивно серпентинизированных перидотитах дна океана связано с ее выносом из первичных сульфидов мантийного субстрата, переносом “фронтом серпентинизации”, который трассирует перемещение гидротермально флюида, ответственного за серпентинизацию, и ее переотложением в породах, в которых степень серпентинизации достигает максимальных значений. Правдоподобность этого механизма наглядно демонстрирует рис. 8, на котором представлены сопряженные вариации содержания хлора и серы (рис. 8а) и величины параметра MgO/SiO₂ (рис. 8б), отражающие степень серпентинизации абиссальных перидотитов (см. также табл. 3). Вариации отношения MgO/SiO₂ в ультрамафитах расслоенных комплексов соответствуют также тренду фракционной кристаллизации. Однако, как видно из рис. 8б, тренды магматической и метаморфической эволюции состава ультрамафитов в использованных координатах отчетливо различаются. Следует заметить, что тренд, описывающий на рис. 8б изменение степени серпентинизации абиссальных перидотитов, определяется геохимическими эффектами, не связанными с вариациями модального содержания оливина в породе, а отражает привнос водным флюидом SiO₂ в ультраосновные породы при их серпентинизации (например, Malvoisin, 2015) и вынос серы из первичных сульфидов мантийного субстрата с ее переотложением в породах, в которых степень серпентинизации достигает максимальных значений (Klein, Bach, 2009). И.В. Кубракова с соавторами (2019) на основании результатов динамических экспериментов вода–порода с использованием природных образцов показали, что в ходе низкотемпературного преобразования абиссальных перидотитов Pd характеризуется существенно более высокой подвижностью чем Pt. Рисунок 9 демонстрирует ковариацию величины отношения Pt/Pd и содержания серы для в различной степени серпентинизированных абиссальных перидотитов, характер которой подтверждает это предположение.

Рис. 8.

Вариации отношений S и Cl в абиссальных перидотитах (а) и S и величины отношения MgO/SiO₂ (б) в абисссальных перидотитах и ультраосновных породах хребтов Стелмейт и Ширшова. Условные обозначения те же, что на рис. 6. Стрелками обозначены возможные тренды фракционной кристаллизации и степени серпентинизации ультрамафитов. Использованные составы абиссальных перидотитов приведены в табл. 3.

Таблица 3.  

Содержания элементов группы платины, некоторых халькофильных элементов и хлора, а также значения величины отношения MgO/SiO₂ в абиссальных перидотитах

	1	2	3	4	5	6	7	8
Элементы	16ABP56-76	34L64-2	34L68-4	34L137-1	SeDR3-2-6	SeDR5-2	SeDR6-1-25	SeDR8-7-28
Ir	nd	0.80	1.10	2.20	nd	nd	nd	nd
Pt	6.00	2.00	6.00	2.00	13.00	6.00	4.00	16.00
Pd	6.00	8.00	33.00	1.00	31.00	1.00	1.00	5.00
Au	9.00	89.00	8.00	15.00	21.00	18.00	4.00	20.00
Cu	9.00	1.00	16.00	56.00	30.00	12.00	31.00	150.00
Ni	1500.00	1800.00	2000.00	1800.00	2500.00	1900.00	2200.00	1300.00
S	450.00	250.00	440.00	490.00	800.00	360.00	410.00	590.00
Cl	480.00	510.00	810.00	630.00	770.00	570.00	530.00	580.00
MgO/SiO2	0.95	0.99	1.00	0.97	0.89	1.01	0.98	0.93

Примечание. Все образцы отобраны в осевой зоне Срединно-Атлантического хребта (САХ). 1 – гарцбургит (САХ, 15°30′ с.ш.); 2–4 – гарцбургиты (САХ, 15°30′ с.ш.); 5, 6 – гарцбургиты (САХ, 12°58′ с.ш.); 7 – гарцбургит (САХ, 14°41′ с.ш.); 8 – дунит (САХ, 14°45′ с.ш.).

Рис. 9.

Ковариация величины отношений Pt/Pd и содержания серы в абиссальных перидотитах и ультраосновных породах со ст. So249-DR47 хр. Стелмейт. Условные обозначения те же, что на рис. 6. Стрелкой обозначен возможный тренд степени серпентинизации ультрамафитов.

ВОЗМОЖНАЯ ПРИРОДА ИСТОЧНИКОВ МАГМАТИЗМА, УЧАСТВОВАВШИХ В ОБРАЗОВАНИИ МАФИТ-УЛЬТРАМАФИТОВЫХ КОМПЛЕКСОВ ХРЕБТОВ СТЕЛМЕЙТ И ШИРШОВА

Приведенные выше данные о характере распределения элементов группы платины и некоторых халькофильных элементов в мафит-ультрамафитовых комплексах хребтов Стелмейт и Ширшова позволяют дополнить полученные в (Силантьев и др., 2019) сведения о возможном составе источников их родительских расплавов. Наиболее контрастно геохимическое различие между изученными ультрамафитами проявлено в поведении меди, аномально высокое содержание которой установлено в породах ст. So249-DR45 (рис. 10а). Вариации содержания меди в ультраоcновных породах хребтов Стелмейт и Ширшова, в отличие от содержания серы, не обнаруживают закономерных корреляций с индикаторами степени их изменения (например, величиной ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr). Однако, как следует из рис. 10б, аномально обогащенные медью ультрамафиты хр. Стелмейт характеризуются изотопным составом неодима, резко отличным от свойственного резервуару DM. Низкие значения величины ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd, наблюдаемые в некоторых серпентинитах срединно-океанических хребтов, могут указывать на длительное экспонирование этих пород на поверхности океанического дна (например, Delacour et al., 2008). Однако ультрамафиты ст. So249-DR45 не обнаруживают признаков низкотемпературных изменений, сопутствующих этой обстановке. Близкие к ним в геохимическом отношении аполерцолитовые серпентиниты ст. So249-DR37, возможно, экспонировались некогда над уровнем моря и не имеют отчетливых признаков низкотемпературного подводного выветривания (Силантьев и др., 2012).

Рис. 10.

Ковариации в изученных ультрамафитах содержания меди и отношения MgO/SiO₂ (а) и величины изотопного отношения ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd (б). Точки составов MORB Восточно-Тихоокеанского поднятия (ВТП) – крестики, вулканической Алеутской островной дуги – косые крестики, приведены по (Костицын, 2004). Данные об изотопном составе Nd в изученных образцах приведены в (Силантьев и др., 2019). Условные обозначения те же, что на рис. 2–5.

С одной стороны, величина Sm/Nd в мантийном рестите возрастает с увеличением степени плавления (Faure, 1986). С другой стороны, взаимодействие мантийного субстрата с просачивающимся сквозь него расплавом может провоцировать повторное обогащение мантийного вещества и приводить к существенному уменьшению величины отношения Sm/Nd. Выше было продемонстрировано сходство состава ультрамафитов ст. So249-DR45 с составом абиссальных перидотитов, импрегнированных базальтовым расплавом. Таким образом, можно предполагать, что вариации Sm/Nd отношения, наблюдаемые в этих породах, связаны с магматическим взаимодействием, а не с частичным плавлением ультраосновного субстрата. В пользу этого механизма свидетельствует также различия в значениях величины ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd, наблюдаемые в ряду образцов ультрамафитов, отобранных на ст. So249-DR45. Изотопный состав ультраосновного субстрата, представленного обр. DR45-1, не позволяет относить эту породу к семейству абиссальных перидотитов. Изотопный состав неодима в этом образце присущ породам древнего корового субстрата, не имеющего отношения к мантийным резервуарам, продуцирующим MORB: ε_Nd = –2.2 (рис. 10б, 11б, табл. 2). Представленные выше данные могут свидетельствовать о том, что в строении блока литосферы, погружающейся в Алеутский глубоководный желоб в районе станции драгирования So249-DR45, принимают участие ультраосновные породы древнего возраста, которые в ходе своей эволюции испытали магматическое или метасоматическое преобразование. Возможно, подобная ситуация имела место также в районе ст. So201-DR37, на которой ранее были драгированы ультраосновные породы со сходными геохимическими особенностями. Полученные результаты, как следует из рис. 11а, не противоречат высказанному в (Краснова и др., 2013; Силантьев и др., 2019) предположению о том, что магматические расплавы, влиянию которых подвергался этот аномальный ультраосновной субстрат, были связаны с тем же источником, что и наиболее древние вулканические постройки Гавайско-Императорской цепи.

Рис. 11.

Ковариации изотопного состава неодима (а), величины отношения Sm/Nd (б) и содержания меди в изученных породах. Шестиконечные звездочки – состав базальтов подводных гор Детройт и Мейджи из Гавайско-Императорской вулканической цепи (HEVC), по (Regelous et al., 2003). Условные обозначения те же, что на рис. 2–5.