Петрология, 2022, T. 30, № 1, стр. 3-30

ВВЕДЕНИЕ

Сведения о поведении U-Pb и Lu-Hf изотопных систем и об изотопном составе кислорода в цирконе, выделенном из пород трондьемит-габбро-перидотитовой ассоциации Срединно-Атлантического хребта (САХ), несут важную информацию о наращивании молодой земной коры в зоне океанического спрединга, о времени протекания процессов петрогенезиса и природе главных агентов, участвующих в них. Образование океанической коры в срединно-океанических хребтах является важным положением в тектонике плит. Большая часть новой коры в медленно-спрединговых хребтах создается, когда при остывании магматического расплава в нижней коре кристаллизуются габброиды. Ранее предполагалось, что кора в медленно-спрединговых хребтах наращивается в результате многократно повторяющихся иньекций (интрузий) небольших порций магмы вдоль оси хребта из расплавов, поступающих из камер, залегающих в основании коры (Nisbet, Fowler, 1978) или из вертикальных “кашеобразных зон” (mush zones) (Sinton, Detrick, 1992). В последние десятилетия в зонах медленных и ультрамедленных хребтов выявлены признаки симметричной и асимметричной аккреции (Escartin et al., 2008; Smith et al., 2006). В последнем случае движение плит, сопровождается образованием разломов срыва типа детачмент (detachment fault). Корни этих разломов располагаются в нижней коре или в малоглубинной мантии под осью хребта. На поверхности морского дна эти разломы проявляются в виде куполообразных выходов блоков нижней коры и верхней мантии (внутренних океанических комплексов – ВОК), расположенных в их лежачих боках. Многочисленные ВОК были обнаружены вдоль САХ. Срединно-Атлантический хребет является частью глобальной цепи срединно-океанических хребтов, простирающейся примерно на 50 000–60 000 км, где происходит наращивание океанической коры (White et al., 1992), а гидротермальная циркуляция обеспечивает круговорот энергии и массы между литосферой и океанами (German, Lin, 2004). Срединно-Атлантический хребет – это типичный медленно-спрединговый хребет с максимальной скоростью спрединга ≤36 мм/год (Husson et al., 2015).

Ассоциация трондьемитов, габброидов и перидотитов, характерная для внутренних океанических комплексов САХ, является ключевым объектом в реконструкции последовательности магматических, метаморфических и гидротермальных событий, сопровождающих аккрецию океанической коры в медленно-спрединговых СОХ (например, MacLeod et al., 2009). Характерные изотопные отношения изотопов свинца и гафния, наблюдаемые в цирконе из пород ВОК, позволяют оценить возраст формирования корового субстрата, время отделения родительского для него расплава от мантийного источника, а также относительный вклад в эволюцию магматической системы вещества континентальной литосферы (Hawkesworth, Kemp, 2006; Kemp et al., 2007). Оперируя данными об изотопном составе кислорода в цирконе, можно судить о геохимической природе возможного кристаллического субстрата, в котором был образован этот минерал, а также о возможных признаках гидротермального преобразования, которому подвергались вмещающие его породы (Peck et al., 2001; Wilde et al., 2001; Bindeman, 2008). Индикаторные свойства упомянутых выше изотопных систем в цирконе предоставляют эффективный инструмент для реконструкции временных и вещественных ограничений, накладываемых на каноническую модель спрединга, подразумевающую закономерное увеличение возраста океанической литосферы в крест простирания осевой зоны срединно-океанического хребта.

Общепринято, что продукты магматизма рифтовой долины САХ имеют современный возраст и связаны с магматическими расплавами, образованными при частичном плавлении двух главных в изотопно-геохимическом отношении мантийных резервуаров: деплетированного – DM и обогащенного – HIMU (например, Ноfmann, 1997; Jackson, Dasgupta, 2008; Workman, Hart, 2005). Относительный вклад этих резервуаров в магматизм САХ неодинаков в различных сегментах хребта, что определяет его вещественную сегментацию. Обнаружение геохимической сегментации, проявленной в базальтах и мантийных перидотитах осевой зоны САХ (Schilling et al., 1983; Klein, Langmuir, 1987; Дмитриев, 1998; Dosso et al., 1999; Силантьев, 2003), предоставило возможность реконструкции мантийных резервуаров, в которых генерируются магматические расплавы, родительские для MORB. В северном полушарии на всем протяжении САХ обнаружено чередование сегментов с мощным базальтовым слоем и сегментов, в которых базальтовый слой редуцирован, а океаническая кора сложена преимущественно плутоническими породами. Эти породы, как было замечено выше, представлены трондъемит-габбро-перидотитовой ассоциацией, участвующей в строении ВОК. Важнейшая особенность ВОК заключается в тесных соотношениях между слагающими их породами: жильный комплекс габбро в перидотитах, жильный комплекс плагиогранитов в габбро и перидотитах. Почти треть из общего объема изученных в настоящее время образцов абиссальных перидотитов содержит жилы и линзы магматических пород (Warren et al., 2015). Сильно деплетированные мантийные реститы в областях развития некоторых ВОК резко преобладают среди пород фундамента, в то время как базальтовый слой здесь редуцирован или отсутствует вообще. Это несоответствие лучше всего объясняется захватом базальтового расплава в субстрате малоглубинной мантии, что подтверждается частым присутствием в мантийных перидотитах жильных и дайковых тел габбро.

Ранее, на основании изучения поведения Sm-Nd изотопной системы в мантийных перидотитах, слагающих ВОК Центральной Атлантики, было показано, что неоднократное плавление мантии под осевой зоной САХ является универсальной чертой магматизма низкоскоростных центров спрединга (Силантьев и др., 2000). Этот феномен противоречит геодинамической парадигме перманентного спрединга в осевой зоне СОХ и указывает на возможность пульсаций в проявлениях магматизма рифтовой долины САХ. Данные об изотопном составе мантийных перидотитов САХ, приведенные в цитируемой работе, позволили ее авторам прийти к заключению, что под осевой зоной САХ присутствуют фрагменты древней литосферы, чужеродные для вещества малоглубинной мантии под рифтовой долиной хребта. Раннее к тому же выводу пришли Л. Доссо с коллегами, представившие в (Dosso et al., 1999) результаты анализа изотопно-геохимических особенностей базальтов САХ, которые продемонстрировали возможность существования в некоторых районах осевой зоны хребта вещественной гетерогенности мантийных источников магматизма, сформированной до открытия бассейна современной Атлантики и унаследованной от литосферы древнего суперконтинента Гондвана. В свою очередь, изотопный состав неодима в габброидах из ВОК, расположенных на восточном пересечении офсета разлома Вима с САХ, свидетельствует в пользу участия в формировании родительских для этих габброидов расплавов древнего субстрата основного состава (Костицын и др., 2018).

Полученные в последние десятилетия результаты изотопного датирования циркона, выделенного из перидотитов, габброидов, диоритов и трондьемитов ВОК в различных сегментах гребневой зоны САХ, позволяют предполагать существование здесь не только изотопно-геохимической неоднородности мантийного и корового субстратов, но и его возрастной гетерогенности. Приведенные в (Беляцкий и др., 1997; Pilot et al., 1998; Бортников и др., 2005, 2008, 2019; Сколотнев и др., 2010; Костицын и др., 2012, 2015, 2018; Bea et al., 2020) оценки возраста циркона, выделенного из пород ВОК, расположенных в осевой зоне САХ (или в близи нее), продемонстрировали их существенную неоднородность (от 0.8 до 3000 млн лет). Таким образом, возникает необходимость объяснения феномена присутствия древнего циркона в продуктах магматизма рифтовой долины, где образуется молодая океаническая кора. Следует заметить, что в ряде работ, посвященных изотопному датированию циркона, выделенного из плутонических пород, расположенных вне осевой зоны низкоскоростных срединно-океанических хребтов, приводятся возрастные оценки циркона, не соответствующие возрасту магнитных аномалий, установленных в том же районе, где были добыты изученные образцы, и позволяющие судить о цикличности магматизма в рифтовой долине. Высокоточное U-Pb датирование циркона из габбро САХ показало длительное эпизодическое образование океанической коры, что связывалось с кристаллизацией габбро в мантии с последующим подъемом в более высокие горизонты океанической коры и возобновлением магматизма (Schwartz et al., 2005; Grimes et al., 2008). U-Pb датирование циркона из габброидов керна скв. 735В на банке Атлантис (Юго-Западный Индийский хребет – ЮЗИХ) установило следующие возрастные интервалы импульсов магматизма, ответственных за аккрецию океанической коры в современной рифтовой долине ЮЗИХ: 12.18–11.99 млн лет, 11.97–11.93 млн лет, 11.94–11.90 млн лет и 0.27–0.29 млн лет (Baines et al., 2009; Rioux et al., 2016). Более молодой возраст пород океанического фундамента, чем возраст местных магнитных аномалий, интерпретируется как отражение одного или нескольких эпизодов магматической активности вне зоны спрединга (Baines et al., 2009). Синтез существующих данных о возрасте циркона, выделенного из пород внутренних океанических комплексов медленно-спрединговых хребтов, позволяет предполагать, что кристаллизация циркона в плутонических породах рифтовой долины протекает в интервале времени около 90 000–235 000 лет (Lissenberg et al., 2009).

В настоящей работе предпринята попытка представить непротиворечивую геодинамическую интерпретацию данных о поведении U-Pb и Lu-Hf изотопных систем и об изотопном составе кислорода в цирконе, выделенного из плутонических пород, слагающих внутренние океанические комплексы САХ, расположенные на протяжении 2000 миль его гребневой зоны (рис. 1). Районы опробования находятся преимущественно на так называемых внутренних угловых поднятиях, маркирующих точки пересечения рифтовой долины с трансформными разломами и сложенными трондьемит-габбро-перидотитовой ассоциацией пород. В сферу внимания авторов статьи были включены также цирконы, полученные из плутонических пород, слагающих борта трансформных разломов или поперечные хребты (transverse ridge), расположенные в них. Таким образом, вовлеченные в настоящее исследование объекты, будучи связанными со всеми важнейшими тектоническими элементами гребневой зоны САХ, позволяют провести тестирование ряда основополагающих постулатов канонической модели спрединга в низкоскоростных срединно-океанических хребтах.

Рис. 1.

Районы опробования гребневой зоны САХ, в которых были получены изученные образцы. Карта заимствована из GEBCO 30" Bathymetry Grid. Version 20141103. 2014. (http://www.gebco.net).

МАТЕРИАЛ И МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЯ

Изученные образцы были отобраны в районах пересечения осевой зоны САХ с крупными трансформными разломами (рис. 1, табл. 1). Специфической чертой этих районов является присутствие здесь ассоциации плутонических пород ВОК, представленной перидотитами, габбро и трондьемитами. Как уже было отмечено выше, породы ВОК являются ключевым объектом в реконструкции последовательности магматических, метаморфических и гидротермальных событий, сопровождающих аккрецию океанической коры в медленно-спрединговых СОХ, поскольку в них записана информация об условиях петрогенезиса на глубинах от мантийных источников магматизма до поверхности океанического дна. Детальные сведения о геологическом строении районов, петрографии, минералогии пород и их химическом составе были приведены ранее в (Трухалев и др., 1990; Силантьев, 2003; Силантьев и др., 2011; Бортников и др., 2008; Савельева и др., 2008; Разницын, 2004; Сколотнев и др., 2010).

Все образцы подвергались дроблению и истиранию в условиях, исключающих контаминацию пробами чужеродного материала. U-Th-Pb возраст и изотопный состав кислорода в цирконе изучался с помощью SHRIMP, а гафния – с помощью MC-LA-ICP-MS на кафедре минералогии и петрологии Университета Гранады, Испания. Детальное описание использованных при аналитическом изучении циркона методик приводится в (Bea et al., 2020). Определение концентрации породообразующих и отдельных примесных элементов в породах, вмещающих циркон, выполнено А.И. Якушевым (Лаборатория анализа минерального вещества, ИГЕМ РАН) методом рентгенофлюоресцентного анализа на вакуумном спектрометре последовательного действия (с дисперсией по длине волны), модель Axios mAX производства компании PANalytical.

ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ПОЗИЦИЯ РАЙОНОВ ОТБОРА ИЗУЧЕННЫХ ОБРАЗЦОВ

ХАРАКТЕРИСТИКА ИЗУЧЕННЫХ ПОРОД

Геохимия

Изученные породы характеризуются распределением главных элементов, соответствующим всему спектру составов пород, слагающих мафит-ультрамафитовую ассоциацию ВОК Срединно-Атлантического хребта (табл. 2, рис. 2). Габброиды из изученной коллекции, судя по их минеральному составу и структурным особенностям, в петрографическом отношении варьируют от магнезиальных оливиновых габбро до типичных гнейсовидных габбро, обогащенных железом и титаном. На рис. 2 и 3 видно, что плутонические породы, из которых был выделен циркон, по содержанию главных элементов и их ковариациям соответствуют габброидам ранней, средней и поздней стадий, выделенных ранее в классической работе (Miyashiro, Shido, 1980). Следует подчеркнуть, что, несмотря на то что эта работа была опубликована много лет назад, предложенная в ней классификация может быть успешно использована в изучении плутонических комплексов САХ, для которых в настоящее время накоплен огромный объем петрологических и геохимических данных, существенно превосходящий имевшийся в распоряжении авторов цитируемой работы. Согласно (Miyashiro, Shido, 1980), габбро ранней стадии (троктолиты и оливиновые габбро) образуются при фракционной кристаллизации толеитовой магмы примитивного состава, в то время как габброиды поздней стадии (Fe–Ti габбро) являются продуктом эволюции сильно фракционированного расплава. В современных работах, посвященных плутоническим комплексам медленно-спрединговых хребтов, габбро поздней стадии обозначаются как гнейсовидные габбро и рассматриваются как продукт синтектонической кристаллизации поздних дериватов толеитового расплава (например, Dick et al., 1991). С гнейсовидными габброидами обычно ассоциируют жильные породы кислого состава, известные как океанические плагиограниты, которые в минералогическом отношении соответствуют трондьемитам (Dick et al., 1991; Силантьев и др., 2010). Таким образом, вариации содержания главных элементов в образцах из изученной коллекции позволяют выделять среди этих пород две главные группы: нормальные (офитовые) габбро – обр. 16ABP1-7B, 16ABP63-1, FRS67-3, S0981-12, L1097-1, L1097-3, L1122-15 (TiO₂ = 0.08–0.76 мас. %, MgO/(MgO + + FeO*) = 0.48–0.71) и гнейсовидные габбро – обр. 16ABP63-17, 16ABP63-44 (TiO₂ = = 1.29–4.47 мас. %, MgO/(MgO + FeO*) = 0.37–0.43).

Таблица 2.

Содержание главных и некоторых редких элементов в изученных породах мафит-ультрамафитовой ассоциации ВОК Срединно-Атлантического хребта

Компоненты	16ABP1-7B	16ABP63-1	16ABP63-17	16ABP63-44	FRS67-33	L1097-1	L1097-3	L1122-15	S0969-2	S0981-12	S01605-5
SiO2	47.67	53.46	48.88	46.41	47.65	48.05	48.37	41.92	39.90	47.52	38.78
TiO2	0.21	0.73	1.29	4.47	0.55	0.44	0.26	0.08	0.03	0.76	0.08
Al2O3	19.07	14.92	11.24	12.41	16.13	14.62	16.83	21.66	1.28	19.19	2.38
FeO*	5.121	7.956	12.042	12.267	5.868	5.427	4.752	4.059	7.191	7.758	11.61
MnO	0.108	0.144	0.235	0.180	0.130	0.121	0.104	0.068	0.134	0.122	0.867
MgO	9.04	5.85	9.18	7.23	11.53	11.95	11.14	14.66	41.04	7.35	28.35
CaO	12.15	10.83	11.93	10.14	12.92	9.20	14.37	10.88	1.02	11.72	1.91
Na2O	3.29	3.80	2.26	3.70	2.30	4.25	2.12	1.58	0.10	3.41	0.71
K2O	0.13	0.13	0.10	0.08	0.07	0.20	0.05	0.18	0.03	0.08	0.08
P2O5	0.02	0.15	024	0.49	0.03	0.03	0.02	0.02	0.02	0.06	0.10
П.п.п.	2.36	0.93	0.99	1.04	1.93	4.90	1.27	4.29	7.41	0.93	11.92
Сумма	99.169	98.9	98.387	98.417	99.108	99.188	99.286	99.397	98.155	98.9	96.797
Cr	401	211	531	<10	684	103	266	163	2992	296	4750
V	94	83	162	194	171	183	136	24	42	144	155
Co	26	38	51	56	32	28	23	30	110	36	234
Ni	142	95	128	124	171	85	149	294	2119	182	2141
Cu	69	56	84	47	118	88	97	80	27	60	380
Zn	43	81	102	51	58	43	36	34	63	61	229
Rb	7	8	8	7	7	8	6	7	6	6	7
Sr	184	121	106	164	128	130	99	143	21	143	47
Zr	13	246	38	62	32	30	17	9	14	72	37
Ba	55	75	68	63	54	66	51	37	22	32	47

Примечание. Содержание главных элементов даны в мас. %, содержание редких элементов – в г/т.

Рис. 2.

Вариации содержания главных элементов в изученных породах на диаграмме AFM. Серое поле – составы габброидов ВОК Срединно-Атлантического хребта; розовое поле – составы трондьемитов атлантических ВОК. Синими контурами и римскими цифрами обозначены также поля составов габбро ранней (I), средней (II) и поздней (III) стадий по (Miyashiro, Shido, 1980).

Рис. 3.

Вариации содержания SiO₂ и TiO₂ (a), FeO* и TiO₂ (б) в изученных породах. Поля состава габбро ранней (I), среднй (II) и поздней (III) стадий показаны по (Miyashiro, Shido, 1980). Незалитые звездочки – трондьемиты ВОК Срединно-Атлантического хребта. Условные обозначения см. на рис. 2.

Характер распределения РЗЭ в изученных габброидах свидетельствует об их принадлежности к плутоническим производным деплетированных расплавов, родительских для N-MORB (рис. 4). Спектр нормированных к хондриту содержаний РЗЭ в образце измененного лерцолита (S0962-2) идентичен таковому РЗЭ в типичных реститогенных абиссальных перидотитах САХ. Ультрамафит, представленный обр. S01605-5, обнаруживает заметное обогащение ЛРЗЭ и четко выраженный цериевый экстремум, который, очевидно, отражает влияние низкотемпературного преобразования протолита этой породы в восстановительных условиях. Гнейсовидные габбро характеризуются относительно более высоким содержанием ЛРЗЭ по сравнению с оливиновыми габбро: (Ce/Yb)_cn = = 1.20 и 048–077 соответственно. В этой связи следует заметить, что, как было показано во многих работах (например, Kelley, Delaney, 1987; Dick et al., 1991; Grimes et al., 2009; Силантьев и др., 2010; Аранович и др., 2017), габброиды, испытавшие перекристаллизацию в зонах контакта с жильными трондьемитами, также обнаруживают признаки обогащения ЛРЗЭ и являются продуктами перекристаллизации нормальных габбро с участием высокотемпературного водно-солевого флюида.

Рис. 4.

Характер распределения содержаний РЗЭ, нормализованных к хондриту по (McDonough, Sun, 1995), в изученных образцах. Условные обозначения см. на рис. 2.

Механизм этого своеобразного гидротермального анатексиса, приводящий к образованию океанических трондьемитов, был успешно воспроизведен в экспериментах по частичному плавлению океанических габбро с участием водного флюида (Koepke et al., 2004). Гнейсовидные габбро с высоким модальным содержанием титаномагнетита и ильменита участвуют в строении ВОК, расположенных в районе деятельности активных гидротермальных полей САХ. Как следует из рис. 1, некоторые из изученных в настоящей работе образцов были получены в районах осевой зоны САХ, где находятся активные гидротермальные поля: 16ABP63-1,17,44 – непосредственно к северу от гидротермального поля Логачев; FRS67-3 – к югу от гидротермального поля TAG; S01097-1,3 и L1122-15 – вблизи гидротермального рудопроявления впадины Маркова. Следует заметить, что хотя породы кислого состава отсутствуют в изученной коллекции, в районах отбора образцов распространены трондьемиты, ассоциирующие с гнейсовидными габбро (Сколотнев и др., 2003; Силантьев и др., 2011). Тренды изменения состава габбро ВОК при их перекристаллизации с образованием трондьемитового жильного комплекса можно реконструировать, используя данные о вариациях состава пород из ВОК, ассоциирующих с крупнейшим гидротермальным кластером Атлантики Ашадзе–Логачев–Семенов (САХ между 12° и 15° с.ш.). Рисунок 5 демонстрирует четко проявленную в габбро-трондьемитовой ассоциации каждого конкретного региона тенденцию изменения содержаний Na₂O и SiO₂ в ряду от нормальных (офитовых) габбро до гнейсовидных габброидов и наконец – трондьемитов. Тренды, представленные на рис. 5, хорошо согласуются с существующими экспериментальными данными и составом расплавных включений в цирконе из трондьемитовых жил в габброидах и ультрамафитах, отобранных в САХ и ЮЗИХ (Koepke et al., 2004; Grimes et al., 2009). На рис. 5 представлены также вариации состава пород из изученной коллекции, которые, в свете вышесказанного, могут отражать не только эффект фракционной кристаллизации, но и влияние процесса гидротермального анатексиса габброидов с участием высокотемпературного гидротермального флюида.

Рис. 5.

Вариации содержания SiO₂ и Na₂O в офитовых и гнейсовидных габбро, а также в трондьемитах, отобранных из различных ВОК Срединно-Атлантического хребта. Состав расплавных включений в цирконе из трондьемитовых жил в габбро и ультрамафитах САХ и ЮЗИХ приведен по (Grimes et al., 2009). Экспериментальные данные по (Koepke et al., 2004). Условные обозначения см. на рис. 2.

Приведенные выше данные о геохимических особенностях пород, послуживших донорами циркона в проведенном исследовании, позволяют относить их ко всему петрографическому и геохимическому спектру габброидов САХ. Представленные данные также могут свидетельствовать в пользу присутствия в изученной коллекции образцов габбро, испытавших высокотемпературную перекристаллизацию с участием водно-солевого флюида.

ОСОБЕННОСТИ МОРФОЛОГИИ И ВНУТРЕННЕГО СТРОЕНИЯ ЦИРКОНА ИЗ ИЗУЧЕННЫХ ОБРАЗЦОВ

Из петрографического описания изученных образцов следует, что они в разной степени подверглись синтектонической перекристаллизации и метаморфическому перерождению, связанному с гидратацией протолита, что отразилось как на породообразующих минералах, так и на цирконе. Ниже приведено краткое описание морфологических особенностей циркона из изученной коллекции образцов.

Образец 16АВР1-17В. Из образца было выделено два зерна (рис. 6). Одно из них (зерно 2) представлено фрагментом призматического кристалла со следами трансляционного скольжения на поверхности призмы. Распад зерна не явился результатом механического дробления, о чем свидетельствуют наблюдаемые на поверхности призм и в сколах пирамид межзерновые темные флюидные пленки. Размер фрагментов ~50–40 мк. В зерне в CL-излучении видна зональность. Такие формы зерен циркона характерны для катаклазированных габброидов. Другое зерно (зерно 1) характеризуется изометрической формой, с мелкими гранями, размером <40 мк. В CL-излучении наблюдается светло-серое ядро в темной зональной (<1 мк) оболочке. Значения Th/U отношения: в первом зерне 1.47, а во втором – 1.10.

Рис. 6.

Морфология и внутреннее строение циркона из изученных образцов (изображения получены с помощью катодной люминесценции).

Образец FRS67-3. Из образца было выделено двенадцать зерен циркона, которые по морфологическим особенностям можно разделить на две группы. Первая группа представлена зернами циркона неправильной формы с раковистыми изломами на поверхности, со следами трансляционного скольжения и с отдельными, четко выраженными гранями (рис. 6, зерна 1, 6). В CL-излучении в них видны фрагменты секториальной зональности. Вторая преобладающая группа зерен – идиоморфные, субидиоморфные, с четко выраженными гранями призм и пирамид (зерна 10, 11, 8). В СL-излучении в них наблюдается слабая секториальная зональность (к сожалению, зерна слабо вскрыты). В зерне 8, возможно, присутствуют включения плагиоклаза. Ни в одном зерне из обеих групп осцилляторная зональность в CL не наблюдалась. Значения Th/U отношения наиболее высокие для зерен первой группы циркона – от 1.3 до 0.7, а во второй группе – от 0.6 до 0.3.

Образцы: 16АВР63-17, 16АВР63-44, 16АВР63-1. Из петрографического описания следует, что в серии образцов, полученных на станции драгирования 16АВР63, присутствуют две разновидности габбро, в которых видны отчетливые признаки синтектонической перекристаллизации. В первой разновидности обнаружены вторичные изменения габбро с образованием роговой обманки, актинолита и хлорита. Габбро второй разновидности обладают структурой, характерной для гнейсовидных габброидов ВОК. Таким образом, по этой серии образцов можно судить о том, как степень перекристаллизации габбро с участием гидротермального флюида влияет на морфологию и внутреннюю структуру циркона, выделенного из этих пород. Из указанных образцов было выделено достаточно много зерен циркона разнообразных по форме, размерам и внутреннему строению.

В обр. 16АВР63-17 изучено 25 зерен циркона. Преобладающее количество зерен представлено природными фрагментами неправильных угловатых форм с редкими следами трансляционного скольжения на поверхности призм. В большинстве фрагментов зерен наблюдается кавернозная поверхность призм и пирамид. В этих зернах в CL-излучении видно полное или частичное исчезновение тонкой осцилляторной зональности (рис. 6, зерна 26, 13, 6, 4). Наиболее хорошо фрагменты зонального строения сохранились в мелких фрагментах зерен циркона. Во фрагменте зерна 6 в CL-излучении видно, как тонкая оболочка срезает осцилляторную зональность. В зернах с фрагментами осцилляторной зональности значения Тh/U отношения колеблются от 1.21 до 0.63. Из этого образца был сепарирован только один идиоморфный призматический кристалл циркона с гладкой поверхностью призмы (рис. 6, зерно 15). В CL-излучении в нем наблюдается перекристаллизованная центральная часть, возможно с включением плагиоклаза. В этом зерне значение отношения Тh/U составляет 0.45, одно из самых низких в ряду изученных образцов с этой станции.

Из обр. 16АВР63-44 было выделено и изучено 30 зерен циркона. По морфологическим особенностям и внутреннему строению эти зерна циркона близки описанным выше в обр. 16АВР63-17. В образце преобладают природные фрагменты зерен циркона, на поверхности которых видны следы трансляционного скольжения и слабой коррозии. Отличительной чертой от выше описанной пробы является появление на поверхности фрагментов зерен новообразованных граней (рис. 6, зерна 1, 18, 9, 21, 19, 5). В CL-излучении в этих зернах наблюдается перекристаллизация с полным или частичным исчезновением тонкой осцилляторной зональности. Новообразованные грани в CL-излучении выглядят в виде тонких оболочек срезающих фрагменты ранней зональности. На рис. 6 представлены два фрагмента призматических кристаллов (зерна 9, 3). В зерне 9 (в CL, в районе пирамиды) видна новообразованная грубозональная оболочка, а в зерне 3 – включения плагиоклаза. Сохранившихся первичных призматических кристаллов с тонкой осцилляторной зональностью в этом образце не встречено. В обр. 16АВР63-44 отмечаются наиболее высокие значения Тh/U отношения от 2.65 (зерно 21) до 0.47 (зерно 19) и ниже.

Из обр. 16АВР63-1 было выделено наибольшее количество крупных зерен циркона (>300 мк). В образце было изучено 24 кристалла. В этой выборке встречаются единичные кристаллы со следами трансляционного скольжения на поверхности призмы. Встречен катаклазированный кристалл, на внешней форме которого прослеживается его распад с последующей грануляцией на мелкие зерна. В обоих зернах в CL-излучении наблюдаются фрагменты зонально-секториального строения (рис. 6, зерна 4, 9). В образце преобладают вторично идиоморфные кристаллы с четко выраженными гранями призм и пирамид (рис. 6, зерна 19, 15, 5, 16, 1). Преобразования фрагментов кристаллов с кристалло-пластическими деформациями в субидиоморфные-идиоморфные формы показаны на рис. 6. Во вторично идиоморфных кристаллах в CL-излучении наблюдается процесс перекристаллизации с исчезновением ранней тонкой зональности, появление фрагментов с секториальной зональностью и новых, грубозональных оболочек, часто контролируемых включениями плагиоклаза (рис. 6, зерна 19, 15, 5, 16, 1). В зернах циркона этого образца значения Тh/U отношения низкие, от 0.57 до 0.30.

Морфологические особенности зерен циркона, выделенного из габброидов станции 16ABP63, хорошо согласуются с петрографическими характеристиками этих пород, свидетельствующими о постепенных переходах между ними от наименее перекристаллизованных офитовых габбро до типичных гнейсовидных габбро, в которых признаки синтектонической перекристаллизации проявлены в наибольшей степени. Практически во всех изученных зернах циркона с этой станции отмечены следы воздействия на их морфологию гидротермального процесса.

Образец S0962-2. Из этого образца, представленного серпентинизированным лерцолитом был выделен один фрагмент циркона размером ~60 мк, с кристалло-пластической деформацией, наблюдаемой на поверхности призмы. В СL-излучении виден распад кристалла на мелкие фрагменты с секториальным строением. В зерне очень низкое отношение Тh/U = 0.06.

Образец S0981-12. Морфологические особенности циркона из этого неоднородного, по петрографической характеристике, образца подробно описаны ранее в (Аранович и др., 2013). На рис. 6 приведены разнообразные по морфологии и внутреннему строению зерна циркона, возможно, принадлежащие к различным петрографическим типам габбро, слагающим фрагменты литокластической брекчии, представленной обр. S0981-12. К первой группе (катаклазированное оливинсодержащее лейкогаббро) принадлежат наиболее крупные фрагменты зерен циркона (>150 мк) с корродированной поверхностью призмы и пирамиды, пористой оболочкой (рис. 6, зерна 11, 10). В одном из них (зерно 10) видна грануляция с распадом на крупный и мелкий фрагменты. В зернах в CL-излучении частично сохраняется ранняя осцилляторная зональность. К той же группе можно отнести мелкое (<50 мк) перекристаллизованное зерно 13 с вторичным идиоморфизмом. Ко второй группе (мелкозернистое оливиновое ферро-габбро) отнесены субидиоморфные и идиоморфные зерна с тонкой зональностью в CL-излучении (зерна 5, 8, 3). В них встречаются включения, которые в настоящей работе не были изучены. Значения Th/U отношения в первой группе зерен колеблются от 0.5 до 0.3 (зерно 13), а во второй (более высокие) от 2.0 до 0.5 (зерна 5, 3).

Образец L1097-1. Морфологические особенности зерен циркона, выделенного из этого образца (катаклазированный лейкогаббро), подробно были описаны в (Бортников и др., 2008; Зингер и др., 2010). Все зерна в разной степени интенсивности претерпели кристалло-пластические и хрупкие деформации. В CL-излучении в кристаллах сохраняются фрагменты осцилляторной зональности (рис. 6, зерна 24, 27, 11, 3). Гидротермальные преобразования проявлены слабо. Они выглядят в виде темных пленок на внешних формах молодых и унаследованных зерен циркона. Значения Th/U отношения в зернах циркона с осцилляторной зональностью колеблются в широких пределах от 1.55–1.88 до 0.24–0.80.

Образец L1097-3. Из образца этого катаклазированного оливинового габбро выделен деформированный циркон размером ~100 мк (рис. 6, зерно 3). На поверхности кристалла в мелких трещинках и сколах наблюдаются темные пленки. Катодная люминесценция фрагментов кристалла от серого до черного цвета. Значение Th/U отношения составляет 0.68.

Образец L1122-15. В этом слабо катаклазированном и частично серпентизированном троктолите сепарировано только одно зерно циркона, представленное фрагментом катаклазированного призматического кристалла (~100 мк). На поверхности призмы и сколах пирамид видны темные, межзерновые пленки, свидетельствующие, что данный фрагмент кристалла имеет немеханическую природу (рис. 6, зерно 1). Катодная люминесценция кристалла от темно-серого до черного цвета. Значение Th/U отношения очень низкое – 0.33.

Образец S01605-5. Из этого апогарцбургитового серпентинита был выделен один призматический кристалл размером ~50 мк (рис. 6). На его поверхности наблюдается слабая коррозия призм и пирамид, а в CL-излучении слабый катаклаз и перекристаллизация. Значение Th/U отношения составляет 0.33.

В результате изучения морфологии и внутреннего строения циркона из серии проанализированных проб, отобранных из плутонических пород ВОК, были установлены определенные закономерности в образовании и преобразовании циркона. Первично идиоморфные формы циркона с осцилляторной зональностью практически не встречаются. Ведущими процессами, приводящими к преобразованию циркона, являются кристалло-пластические и хрупкие деформации, сопровождающиеся в разной степени интенсивности неоднократными гидротермальными преобразованиями. Гидротермальное изменение происходит дискретно, что отражается на морфологии и внутреннем строении циркона. Этим объясняется разнообразие форм зерен циркона в одном и том же образце. Разная интенсивность наложенных преобразований материнской (вмещающей) породы определяет появление разнообразие форм циркона (например, серия образцов: 16АВР63-17; 16АВР63-44; 16АВР63-1).

Несомненный интерес представляют зерна циркона, сепарированные из образцов S0962-2 (серпентинизированный лерцолит) и S01605-5 (серпентинизированный гарцбургит). В этих зернах наблюдались самые низкие значения Th/U отношения. Для пород ультраосновного состава присутствие циркона представляет большую редкость. Можно предполагать, что в обоих случаях этот феномен связан со спецификой состава маломощных (микроскопических) жил плагиогранитов, импрегнирующих вмещающие ультраосновные породы. Низкие значения Тh/U характерны для циркона из пород кислого состава (Kirkland et al., 2017).

ВОЗРАСТ И ИЗОТОПНЫЙ СОСТАВ КИСЛОРОДА И ГАФНИЯ В ЦИРКОНЕ ИЗ ПОРОД ВНУТРЕННИХ ОКЕАНИЧЕСКИХ КОМПЛЕКСОВ САХ

Изотопный состав гафния

Изотопный состав гафния в изученных зернах циркона характеризуется гораздо большей однородностью по сравнению с измеренным в них изотопным составом кислорода (табл. 1). Поскольку поведение Lu-Hf изотопной системы в цирконе зависит, главным образом, от его возраста, существует четко выраженная зависимость между величиной изотопного отношения ¹⁷⁶Hf /¹⁷⁷Hf, наблюдаемой в цирконе, и полученной для него оценкой U-Pb возраста. Изотопный состав гафния в цирконе из плутонических пород, слагающих рассмотренные ВОК, обнаруживает четкую тенденцию к уменьшению величины ¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf с увеличением возраста этого минерала. Можно выделить следующие главные интервалы вариаций величины отношения ¹⁷⁶Hf /¹⁷⁷Hf для разновозрастных групп циркона из различных районов гребневой зоны САХ: 1) 0.2827, U-Pb возраст – 309 и 288 млн лет, западное пересечение САХ с разломом Хэйс, 33°35' с.ш.; 2) 0.2832–0.2834, U-Pb возраст – 1.6 и 15.4 млн лет, САХ, 26° с.ш.; 3) 0.2831–0.2833, U-Pb возраст – 15 млн лет, северный борт разлома 15°20′ вблизи его восточного пересечения САХ; 4) 0.2829–0.2832, U-Pb возраст – 1 и 7–10 млн лет, разломная зона Долдрамс, 8°11′ с.ш.; 5) 0.2833–0.2832, U-Pb возраст – 1 млн лет; 0.2814, U-Pb возраст – 2044 млн лет; 0.2816, U-Pb возраст – 2000 млн лет, впадина Маркова, 5°58′ с.ш.; 6) 0.2815, U-Pb возраст – 1980 млн лет, впадина Маркова, 5°54′ с.ш.; 7) 0.2833, U-Pb возраст – 2.9 млн лет, разломная зона Романш, 0°47′ с.ш. Приведенные выше данные отображены на рис. 7, который наглядно демонстрирует, что цирконы, возраст которых соответствуют возрасту литосферы Атлантического океана (≤190 млн лет), характеризуются значениями ¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf, соответствующими изотопному составу гафния в мантийных магмах, продуцирующих MORB: величина ¹⁷⁶Hf /¹⁷⁷Hf в MORB по (Salters, Stracke, 2004) составляет 0.2833. Напротив, обнаруженные в габброидах ВОК Атлантики цирконы с древним возрастом (≥1980 млн лет) имеют значение ¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf, близкое к установленному в древнем сиалическом коровом субстрате с возрастом более 2000 лет: ≈0.2817 (Andersson et al., 2011; Chauvel et al., 2014).

Рис. 7.

Вариации величины ¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf и U-Pb возраста в цирконе из изученных пород. Изотопный состав гафния в MORB (голубая линия) и в континентальной коре (розовая линия) (СС) приведен по (Salters, Stracke, 2004; Chauvel et al., 2014; Andersson et al., 2011). Возрастной интервал образования Осло-Скагерракской магматической провинции (SCLIP) – сиреневый незалитый прямоугольник по (Torsvik et al., 2008).

Приведенные данные об изотопном составе гафния в цирконе, выделенном из плутонических пород рассмотренных в настоящей работе ВОК Атлантики, как будет показано ниже, хорошо согласуются с данными об изотопном составе кислорода в тех же зернах циркона, которые свидетельствуют об участии в формировании родительских для габброидов САХ расплавов вещества древней коры континентального типа.

Изотопный состав кислорода

Большинство измеренных величин δ¹⁸O (28 зерен) циркона располагаются между 4.74–5.9‰, но почти четвертая часть значений указывает на то, что циркон обогащен тяжелым изотопом ¹⁸O: 6.22–7.2‰. В эту выборку циркона попадают зерна, U-Pb возраст которых от 1 до 15.4 млн лет, а также обнаруживающие древний возраст, достигающий в обр. L1097-3, 2000 млн лет. В этом образце отмечается максимальное значение величины δ¹⁸O: 7.2‰. Ранее исследование 221 зерен циркона из 46 образцов габброидов молодой океанической коры (U-Pb возраст циркона от 1 до 13 млн лет), отобранных в медленно-спрединговом Срединно-Атлантическом хребте и ультрамедленно-спрединговом Юго-Западном Индийском хребте, показало, что магматические значения δ¹⁸O (в среднем 5.2 ± 0.5‰) чрезвычайно однородны (Cavosie et al., 2009; Grimes et al., 2011) и соответствуют соотношению изотопов кислорода (δ¹⁸O = = 5.3 ± 0.8‰) в мантийном расплаве (Valley et al., 1998). Величина δ¹⁸O циркона из дацита, отобранного на ВТП 9° с.ш., составила 4.6–5.0‰ (при среднем значении для породы, равном 4.8‰) и соответствует нижней части мантийного диапазона δ¹⁸O (Grimes et al., 2013). Как следует из данных, приведенных на рис. 7 и 8, в изученных нами образцах по изотопному составу кислорода можно выделить три группы. В одной из которых величина δ¹⁸О варьирует от характерной для деплетированной мантии (5.3‰, см. рис. 6) до наблюдаемой в неизмененных MORB (5.5–5.6‰). В другой группе присутствуют зерна циркона с высоким δ¹⁸О = 6.22–7.2‰_. Третья группа циркона, одновозрастная с двумя перечисленными выше, обнаруживает величины δ¹⁸О более низкие, чем 5‰, достигающие в обр. 16АВР63-17 значения 4.74‰. Следует заметить, что, как было отмечено выше, в цирконе из этого образца наблюдаются морфологические признаки участия в его кристаллизации гидротермального флюида.

Рис. 8.

Вариации величины δ¹⁸О в цирконе из изученных плутонических пород САХ вдоль простирания его осевой зоны. Изотопный состав кислорода в мантии (красный контур), MORB (синий контур) и древнем цирконе конгломератов Джек Хиллс (сиреневый контур) показан по (Bindeman, 2008; Cavosie et al., 2009; Rumble et al., 2013). Районы гидротермальных полей и рудопроявлений САХ обозначены зелеными прямоугольниками.

Таким образом, полученные нами оценки изотопного состава кислорода в цирконе могут свидетельствовать о впервые установленной изотопно-кислородной гетерогенности циркона из пород ВОК САХ. Это позволяет предполагать различия в геохимической природе возможного субстрата, плавление которого генерировало магматические расплавы, родительские для плутонических пород, слагающих рассмотренные в настоящей работе ВОК. Очевидно, что циркон с соотношением изотопов кислорода от 5.3 до 5.6‰ кристаллизовался из мантийных расплавов, для которых интервал значений δ¹⁸O хорошо установлен и достаточно однородный (Bindeman, 2008; Valley et al., 1998). Отклонения от мантийных соотношений могут свидетельствовать о субсолидусной эволюции вмещающих пород или контаминации магматического расплава веществом измененной коры с более высоким значением δ¹⁸O. Иными словами, циркон с повышенными значениями δ¹⁸O относительно мантии мог кристаллизоваться из расплава, обогащенного тяжелым изотопом ¹⁸O. Такой расплав мог возникнуть при плавлении корового субстрата с высоким δ¹⁸O, который перед этим испытал низкотемпературное изменение с участием водного раствора при температуре <200°C (Cavosie et al., 2007; Valley et al., 2002). Это неявно подразумевает, что циркон с высокими значениями δ¹⁸O (например, δ¹⁸O > 6.3‰) не мог кристаллизоваться из неконтаминированного мантийного расплава. Очевидно, что для создания фракционированного родительского резервуара, способного обеспечить кристаллизацию циркона с высокими значениями δ¹⁸O, необходимы низкотемпературные условия. Эти результаты подтверждают ранее сделанные выводы о том, что значения δ¹⁸O, превышающие ~6.3‰ в магматическом цирконе, не встречаются в мантийных магматических породах. Следует подчеркнуть, что рассмотренные в настоящей работе ВОК расположены преимущественно в районах САХ, где обнаружены активные гидротермальные поля, которые маркируют зоны циркуляции сквозь океаническую кору гидротермальных растворов (рис. 8). Древние цирконы из изученных образцов характеризуются изотопным составом кислорода и гафния, свидетельствующим об их бесспорной чужеродности относительно океанической коры, сформированной в САХ на всем протяжении его существования, начиная с ранней юры. Установленный в них изотопный состав кислорода (δ¹⁸O достигает 7.2‰), так же как приведенные выше данные об изотопном составе гафния в тех же образцах, можно объяснить за счет ассимиляции магматическим расплавом фельзитового субстрата с резко отличающимся от мантийной метки изотопным составом кислорода.

Высказывалось мнение (Cavosie et al., 2009), что циркон, обогащенный тяжелым изотопом ¹⁸O (δ¹⁸O > 6.3‰), не мог образоваться в геодинамической обстановке, аналогичной наблюдаемой в Срединно-Атлантическом хребте (Cavosie et al., 2007). Этот вывод не подтверждается нашими данными. Циркон, выделенный из пород, отобранных в трех районах САХ, U-Pb изотопное датирование которого дало одинаковые значения возраста, оказался обогащенным тяжелым изотопом (δ¹⁸O > 6.2‰). Циркон с высоким δ¹⁸O присутствует также в образцах, в которых эта фаза обладает мантийными значениями изотопного состава гафния. Это дает основание полагать, что в образовании циркона и вмещающих его пород в этих образцах принимали участие не только расплавы мантийного происхождения, но и продукты плавления корового субстрата, испытавшего низкотемпературное преобразование. Имея в виду полученные данные, можно считать, что кристаллизация циркона при смешении расплавов различного происхождения: мантийного и возникшего при плавлении измененной коры, происходила в габброидах из разлома Долдрамс. Отметим различия в U-Pb возрасте этих зерен циркона: ранний циркон (10 млн лет), судя по его изотопному составу кислорода, образовался из мантийного расплава, тогда как поздний (7 и 1 млн лет) – из расплава, образованного при плавлении измененной океанической коры.

Интересны различия в изотопном составе кислорода в древних зернах циркона. Циркон из разломной зоны Хэйс, U-Pb изотопный возраст которого 288 и 309 млн лет, кристаллизовался из мантийного расплава, на что указывает его изотопный состав кислорода – величины δ¹⁸O для него составляют 5.12 и 4.93 ‰, соответственно. Наиболее древние зерна циркона, обнаруженные во впадине Маркова, обогащены тяжелым изотопом кислорода ¹⁸O – δ¹⁸O = 6.3–7.2‰, т.е. имеют не мантийное происхождение (рис. 9). Подобные высокие значения δ¹⁸O характерны для горных пород, которые претерпели осадочный цикл или гидротермальные изменения на морском дне. Следы изотопных меток этих пород прослеживаются в цирконе из гранитоидов, образованных при плавлении субстрата подобного происхождения (Hawkesworth, Kemp, 2006). Указанный изотопный состав кислорода характерен для цирконов из древнейших сиалических коровых комплексов Земли, например, гнейсового комплекса Акаста, Канада (Rumble et al., 2013). Таким образом, получены убедительные доказательства того, что в образовании габброидов из ВОК САХ принимали участие компоненты с повышенным относительно мантии содержанием тяжелого изотопа кислорода ¹⁸O, источником которого послужили расплавы, образованные при частичном плавлении гидротермально-измененной океанической коры (циркон с U-Pb изотопным возрастом 1–15.4 млн лет) или древней гранитной коры (циркон с U-Pb изотопным возрастом древнее 1800 млн лет).

Рис. 9.

Вариации изотопного состава кислорода и U-Pb возраста в цирконе из изученных пород. Изотопный состава кислорода в MORB (синее поле) и в цирконах САХ гидротермального происхождения (зеленое поле) показаны по (Bindeman, 2008; Grimes et al., 2009; 2011). Изотопный состав кислорода в деплетированной мантии (красное поле) – по (Cavosie et al., 2009). Изотопный состав кислорода в древнейших тоналитовых ортогнейсах Акаста (незалитые сиреневые крестики) показан по (Rumble et al., 2013).

ГЕОДИНАМИЧЕСКАЯ ИНТЕРПРЕТАЦИЯ ДАННЫХ О ВОЗРАСТЕ И ИЗОТОПНОМ СОСТАВЕ ГАФНИЯ И КИСЛОРОДА В ЦИРКОНЕ ВНУТРЕННИХ ОКЕАНИЧЕСКИХ КОМПЛЕКСОВ САХ

Представленные выше данные свидетельствуют о том, что циркон из изученной коллекции образцов характеризуется отчетливой согласованностью измерений в нем U-Pb возраста, изотопного состава гафния и кислорода, а также его морфологических особенностей.

Зерна циркона, с возрастом порядка 1980–2044 млн лет, судя по их изотопному составу гафния и кислорода, не могут рассматриваться как продукты кристаллизации мантийных расплавов, однако, соответствуют по этим параметрам циркону, характерному для древнего сиалического субстрата континентальной коры. По существующим представлениям бассейн современного Атлантического океана был сформирован в результате раскола суперконтинента Пангея, начавшегося около 200 млн лет тому назад (Labails et al., 2010; Stampfli et al., 2013). Суперконтинент Пангея возник в результате амальгамации континентов и микроконтинентов, завершившейся в ранней перми около 300 млн лет тому назад и приведшей к консолидации материковых масс Гондваны (Южная Америка, Африка, Антарктида, Индия, Австралия) и Лавразии (Stampfli et al., 2013). Континентальная кора этого суперконтинента включала древнейшие комплексы пород, послужившие субстратом современных кратонов. Возраст метаморфических и магматических комплексов пород континетальной коры Пангеи соответствует огромному временному интервалу, включающему хадейский эон, неопротерозой и палеозой: 4000–270 млн лет. Циркон из этих комплексов пород характеризуется теми же возрастными и изотопными метками гафния и кислорода, что и древнейшие зерна циркона, обнаруженные в плутонических породах осевой зоны САХ.

Группа зерен циркона с возрастом порядка 288–309 млн лет обнаруживает изотопные метки гафния и кислорода, которые позволяют связывать его образование с этапами формирования магматических комплексов пород, представленных базальтовыми покровами, силлам и дайками, относящимися к крупной Осло-Скагерракской магматической провинции (SCLIP – Skagerrak-Centered LIP) c возрастом 287–307 млн лет (Torsvik et al., 2008). Проявления магматизма, связанные с этой крупной магматической провинцией, являются следствием активизации в позднем карбоне–ранней перми Африканского суперплюма, которая в указанный интервал времени имела место в районе оз. Чад (Центральная Африка) и инициировала раскол суперконтинента Пангея (Torsvik et al., 2008).

Изотопный состав гафния зерен циркона с возрастом 1–2.9 и 7–10 и 15–15.4 млн лет соответствует или близок к таковому в современных MORB, поэтому можно предполагать, что эти цирконы своим происхождением обязаны магматизму рифтовой долины САХ. Однако изотопные метки кислорода в цирконе этой возрастной группы во многих случаях обнаруживают обогащение тяжелым изотопом ¹⁸O: δ¹⁸O = 6.22–7.2‰. Этот изотопный эффект свидетельствует в пользу участия в формировании расплавов, родительских для вмещающих молодые кристаллы циркона габбро, вещества гидротермально-измененного океанического корового субстрата. При этом необходимо иметь в виду, что экспериментальные данные, приведенные в (Borisov, Aranovich 2019), демонстрируют, что кристаллизация циркона в ходе эволюции “сухих” базальтовых расплавов весьма маловероятна, однако становится возможной при участии водного флюида в магматической системе такого состава. Участие водно-солевого флюида в образовании перекристаллизованных габбро из трондъемит-габбро-перидотитовой ассоциации ВОК установлено во многих районах САХ (например, Силантьев и др., 2011).

Очевидно, что наиболее дискуссионным вопросом остается необходимость объяснения феномена присутствия древних зерен циркона в продуктах магматизма рифтовой долины, где образуется молодая океаническая кора. По (Bindeman, 2008), появление в молодых магматических породах древних кристаллов циркона с высоким изотопным отношением кислорода и низким гафния, можно объяснить за счет ассимиляции магматическим расплавом субстрата с резко отличающимся изотопным составом. В этом случае возникает неизбежный вопрос о природе подобного контаминанта. Причем, проблема заключается не в реконструкции геохимического типа протолита, с которым генетически связан древний циркон. Огромный объем изотопно-геохимических данных, посвященных описанию зерен древнего циркона, позволяет достаточно уверено идентифицировать возможный тип протолита, с которым этот минерал связан генетическими узами. Предметом дискуссии остается присутствие древнего циркона в продуктах магматизма современной рифтовой долины срединно-океанического хребта. Проблема сохранности субстрата, соответствующего древнего возраста в активной зоне спрединга, может быть рассмотрена в свете существующих данных о характере геохимической сегментации САХ и о строении малоглубинной мантии под ним по геофизическим данным.

Существующие данные свидетельствуют о том, что мантийному субстрату под осевой зоной САХ свойственна вещественная гетерогенность, которая отчетливо отражается в вариациях содержаний некогерентных элементов и изотопных характеристик (например, ε_Hf и ε_Nd) в продуктах магматизма рифтовой долины (Chauvel, Blichert-Тoft, 2001; Силантьев, 2003; Костицын и др., 2018). Характер проявлений геохимической сегментации осевой зоны САХ отражается в строении ее фундамента. В северном полушарии установлено чередование сегментов хребта с мощным базальтовым слоем и сегментов, в которых базальтовый слой редуцирован, а разрез океанической коры сложен преимущественно породами габбро-перидотитовой ассоциации (например, Klein, Langmuir, 1987; Bougault et al., 1998; Dosso et al., 1999). Были определены вариации изотопного состава неодима в образцах плутонических пород активной части разлома Вима, свидетельствующие о химической и изотопной гетерогенности источников магматизма рифтовой долины САХ (Костицын и др., 2018). Судя по приведенным в цитируемой работе данным, вещество этих обогащенных источников могло быть представлено древним базитовым субстратом. Реконструкция геохимической природы мантийных источников магматизма под рифтовой долиной САХ (Силантьев, 2003) позволила прийти к заключению о том, что в осевой зоне САХ к северу от экватора присутствуют мантийные перидотиты, представляющие вещество субконтинентальной литосферной мантии. Это вывод подтверждают результаты анализа данных об изотопно-геохимических особенностях базальтов рифтовой долины САХ (Dosso et al., 1999). Таким образом, есть основания предполагать присутствие под осевой зоной САХ фрагментов вещества древней континентальной или океанической литосферы. В этом случае возможными кандидатами на роль донора древнего циркона могут претендовать тела габброидов, родительские расплавы которых захватывались субстратом малоглубинной мантии в течение всей геологической истории современного бассейна Атлантического океана. Альтернативная точка зрения на присутствие древнего циркона в продуктах магматизма рифтовой долины САХ допускает долгий транспорт этого минерала из зоны субдукции в мантийные источники магматизма под современным центром спрединга (например, Guitreau et al., 2012). Однако существует альтернативная точка зрения, подвергающая сомнению способность циркона сохранятся при высоких Р-Т параметрах. Например, в работе (Костицын и др., 2015) сделано предположение, что в условиях верхней мантии, при температурах порядка 1200–1300°С, U-Pb система независимо от размера зерен циркона будет полностью омоложена за несколько тысяч лет. Однако, в любом случае остается нерешенной проблема возможности присутствия субстрата древней литосферы, являющейся донором древнего циркона, в активной зоне океанического спрединга, соответствующей дивергентной границе литосферных плит, которая маркирует восходящую ветвь мантийной конвекции.

Проблема заключается в необходимости допущения присутствия под некоторыми районами осевой зоны САХ блоков литосферы, периодически вовлекающихся в процессы частичного плавления, но не участвующих в латеральном перемещении вещества сублитосферной мантии вдоль верхней ветви конвективного конвейера. Было показано, что во многих случаях сильно деплетированные мантийные перидотиты САХ по мере своей эволюции во времени должны были испытывать неоднократное плавление (Силантьев и др., 2000). В свою очередь, интерпретация изотопных характеристик базальтов и габброидов, ассоциирующих с этими перидотитами, допускает их происхождение за счет повторного плавления мантийного источника. Возможно, неоднократное плавление мантии под осевой зоной САХ является универсальной чертой магматизма низкоскоростных спрединговых центров и служит возможным свидетельством в пользу периодической стагнации спрединга в осевой зоне хребта. Был предпринят сравнительный анализ тепловых характеристик мантии под срединно-океаническими хребтами (Husson et al., 2015), оценка которых производилась на основе данных сейсмической томографии, использованных в модели (Debayle, Ricard, 2012). Было показано, что термальная структура литосферы срединно-океанических хребтов постепенно отклоняется от полупространственной модели охлаждения для медленно-спрединговых хребтов, особенно для ультра-медленно-спрединговых хребтов. Приведенные данные (Husson et al., 2015) указывают на то, что признаки мантийной конвекции под медленно- и ультрамедленно-спрединговыми срединно-океаническими хребтами в большой степени носят хаотичный характер. В этом случае была использована термомеханическая модель, представляющая конвективную ячейку, поверхность которой транспортирует континентальную литосферу. По этой модели континенты постепенно дрейфуют в направлении от срединно-океанического хребта, где образуется океаническая литосфера, в то время как на противоположной стороне плитного конвейера они испытывают коллизию. Эта геодинамическая схема подразумевает радикальное изменение кинематики верхней части конвектирующей мантии, которая эволюционирует от мобильного до практически стагнирующего режима. При этом океанические плиты становятся более жесткими при сопутствующем возникновении многочисленных мелких и недолговечных плюмов, нарушающих структуру океанической литосферы. При этом происходит уменьшение теплового потока, что, в случае ультрамедленно-спредингового хребта, может привести к прекращению частичного плавления. Таким образом, данные о термальном состоянии мантии под медленно-спрединговыми хребтами (каковым является САХ) позволяют предполагать, по меньшей мере, возможность нарушения постоянства кинематического режима мантийной конвекции под осевой зоной хребта.

Наиболее древние возрасты циркона (1980–2040 млн лет) из изученной коллекции установлены в породах, драгированных во впадине Маркова. Попадание зерен циркона такого возраста в мантийные расплавы, из которых образуется современная океаническая кора САХ, может быть объяснено следующим механизмом. На раннем этапе раскрытия бассейна Атлантического океана мантийные расплавы были контаминированы древним субстратом суперконтинента Пангея и приняли зерна циркона с древним возрастом. При кристаллизации этих расплавов в малоглубинной мантии формировались жильные тела и дайки габброидов с возрастом, соответствующем начальному этапу раскрытия Атлантического океана. При вовлечении этого мантийного субстрата в повторное плавление его продукты могли бы содержать зерна циркона нескольких возрастных генераций. Именно этот феномен наблюдается во впадине Маркова. Рассматриваемый механизм взаимодействия габброидных тел разного возраста находит подтверждение в модели многократных интрузий габброидных силлов (“multiple sill”), предложенной в (Grimes et al., 2008) для габбро/трондьемитовой ассоциации САХ. В цитируемой работе предполагается, что кора медленно-спрединговых хребтов в основании разломов срыва (detachment faults) включает серию габброидных силлов, интрудирующих друг друга и внедренных на различных уровнях глубинности океанической литосферы.

Плутонические породы, вмещающие древние кристаллы циркона, возможно, связаны с аномальными мантийными резервуарами, не являющимися источниками магматизма, продуцирующими MORB. На всем простирании осевой зоны САХ в строении океанической коры принимают участие две группы мантийных перидотитов, одна из которых по величине ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd близка к DM и MORB, связанным с этим мантийным резервуаром. Другая группа обнаруживает низкие значения ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd, что может отражать как влияние низкотемпературного изменения протолита этих пород, так и первичную изотопно-геохимическую метку мантийного субстрата. Имеющиеся данные (Силантьев, 2003) позволяют прийти к заключению, что среди мантийных реститов САХ с низким изотопным отношением неодима присутствуют обе эти группы перидотитов. В пользу этого говорит также то обстоятельство, что с подобными аномальными перидотитами во впадине Маркова ассоциируют габброиды и плагиограниты с такими же низкими значениями ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd (Савельева и др., 2008). Та же ассоциация плутонических пород описана в других районах САХ (Силантьев и др., 2000, 2003). Таким образом, можно предполагать, что циркон с аномально древними возрастами связан с древним субстратом континентальной природы, который явился контаминантом для мантийных расплавов рифтовой долины САХ.

Оценки U-Pb возраста циркона, выделенного из плутонических пород, драгированных вне рифтовой долины САХ: блоковое поднятие к востоку от рифтовой долины – 1.6 и 15.4 млн лет (обр. FRS67-3); разломная зона 15°20′ – 15 млн лет (обр. 16ABP63-1, 17, 44); разломная зона Долдрамс – 1 и 7–10 млн лет (обр. SO969-2, SO981-12), позволяют прийти к следующим выводам. В случае разломной зоны 15°20′ возраст циркона, выделенного из различных петрографических типов габбро (15 млн лет), соответствует возрасту местных магнитных аномалий (14.8 млн лет, по Müller et al., 2008). Однако в разломной зоне Долдрамс и в расположенном к северу от разлома Кейн блоковом поднятии к востоку от рифтовой долины в одних тех же образцах плутонических пород обнаружен циркон зрелого (7–10 и 15.4 млн лет, соответственно) и молодого (1 и 1.6 млн лет) возрастов. Этот феномен свидетельствует о возможном внедрении более молодых магматических расплавов в субстрат более зрелого возраста в зонах трансформных разломов. Это позволяет предполагать проявления молодого вне осевого магматизма в бортах крупных трансформных разломов Атлантического океана.

Группа зерен циркона с возрастом от 1 до 15.4 млн лет, как было продемонстрировано выше, была образована в результате специфического взаимодействия магматических и гидротермальных систем САХ, подразумевающего участие в формировании расплавов, родительских для вмещающих габбро, вещества гидротермально-измененного океанического корового субстрата или водно-солевого гидротермального раствора. Следует заметить, что в образцах с цирконом такого происхождения может присутствовать и унаследованный из исходных габброидов циркон с мантийными изотопными метками.

ВЫВОДЫ

В заключение, имея в виду рассмотренные выше сведения о U-Pb возрасте и изотопном составе гафния и кислорода в цирконе из плутонических пород, слагающих внутренние океанические комплексы САХ, можно сформулировать несколько выводов о главных факторах, определяющих специфику петрогенезиса и крупномасштабную геохимическую сегментацию его гребневой зоны. Эти выводы подтверждают фундаментальное значение взаимодействия гидротермальных и магматических систем в низкоскоростных центрах спрединга и позволяют реконструировать природу главных агентов, контролирующих формирование океанической литосферы в рифтовой долине САХ.

1. В магматизме рифтовой долины САХ на всем протяжении геологической истории существования бассейна Атлантического океана принимали участие реликты древней континентальной литосферы, спорадически сохранившиеся под осевой зоной хребта и вовлекающиеся в процесс частичного плавления малоглубинной мантии.

2. Возможно, в верхней ветви мантийного конвективного конвейера существуют локальные участки стагнации в движении литосферной плиты по направлению от оси спрединга.

3. Субстрат малоглубинной мантии вмещает линзовидные или дайковые тела габброидов, возраст которых соответствует всему диапазону времени существования бассейна Атлантического океана.

4. Мантийные резервуары, участвующие в формировании родительских для MORB расплавов, под некоторыми сегментами САХ могли подвергаться неоднократному плавлению.

5. На всем протяжении геологической истории бассейна Атлантического океана в эволюции состава магматических расплавов осевой зоны САХ, на заключительных этапах которой кристаллизовался циркон, участвовал водный (или водно-солевой) флюид и вещество гидротермально измененной океанической коры.

6. Установлены признаки возможного внедрения молодых магматических расплавов в коровый субстрат более зрелого возраста в зонах трансформных разломов. Это позволяет предполагать проявления молодого вне осевого магматизма в бортах крупных трансформных разломов.

Благодарности. Авторы признательны академику В.В. Ярмолюку (ИГЕМ РАН) за внимательное ознакомление с содержанием рукописи и высказанные им полезные замечания, а также д‑ру С.Ю. Соколову (ГИН РАН) за помощь в использовании геофизических данных о возрасте литосферы САХ в Центральной Атлантике.

Финансовые источники. Настоящее исследование осуществлялось при поддержке гранта РФФИ № 18-05-00001а и средств, выделяемых из бюджета на исследования, ведущиеся по теме 0137-2019-0012 “Петрология, геохимия и геодинамика процессов образования и эволюции литосферы океанов и континентов”.