Long-lasting influence of the Discovery plume on tholeiitic magmatism in the South Atlantic: data on basalts recovered by hole 513a, dsdp leg 71

Cover Page

Cite item

Abstract

The paper presents the very first data on concentrations of major and trace elements; Sr, Nd, and Pb isotopic ratios of rocks; and the composition of olivine phenocrysts of 38-Ma basalts recovered by Hole 513a (DSDP Leg 71) in the South Atlantic. The bulk-rock samples and the chilled glasses are mildly magnesian (7–8 wt % MgO) and bear elevated FeO and low Na2O concentrations, as is typical of MORB of the
TOR-1 type. Olivine phenocrysts (Fo84.5–88) in these rocks contain concentrations of trace elements
(Ni, Mn, Cr, and Zn) that are typical of classic MORB, which are produced by partial melting mantle peridotite. The rocks are strongly depleted in incompatible elements [(La/Sm)n ~ 0.6] but have elevated
Ba/Nb, K/Nb, and Pb/Ce ratios and Cu, Ag, and Au concentrations that are 1.5–4 times higher than in typical depleted MORB (N-MORB) and in most rift basalts in the South Atlantic. Isotope compositions of the basalts (average ratios 206Pb/204Pb ~ 18.0; 207Pb/204Pb ~ 15.6, 208Pb/204Pb ~ 38.0, 143Nd/144 Nd ~ 0.5130, and 87Sr/86Sr ~ 0.7040) are close to those in modern tholeiites from the southern MAR segment (SMAR) north of the Agulhas Fracture Zone. The data indicate that the magmas were derived from a strongly depleted mantle source that contained a minor (~3%) admixture of an enriched component, which is discernible in the magmas of the Discovery hotspot. The composition of the source, which is more depleted than DM, and the high degrees of melting of this source explain why the basalts from DSDP Hole 513a are enriched in chalcophile elements. It is believed that spreading magmatism at 45°–48° S in SMAR as far back as 40 Ma was already affected by the Discovery hotspot. This hotspot might be related to the Tristan plume system, and its origin and long-lasting influence on spreading magmatism in the South Atlantic are regarded as evidence of the extensive effect of the Tristan plume.

Full Text

ВВЕДЕНИЕ

Проблема взаимодействия плюмов и горячих точек с рифтовыми зонами спрединговых хребтов давно привлекает внимание исследователей (Murton, Parson, 1993; Searle et al., 1998; Hooft et al., 2006; Sauter et al., 2009; Дубинин и др., 2012; 2013, и др.). Южная часть Срединно-Атлантического хребта (ЮСАХ) в районе 30–50° ю.ш. рассматривается как регион воздействия плюма Тристан (также называемого плюмом Парана-Этендека), начавшего функционировать около 132 млн лет назад, что привело к раскрытию Южной Атлантики и формированию протяженных цепей вулканических построек (Siebel et al., 2000; Tanimoto, Zhang, 1992; Меланхолина, Сущевская, 2018). Эволюция плюма Тристан приводила к формированию серии горячих точек, таких как Дискавери, Шона и Бувэ, взаимодействие с которыми определяет геохимический облик современных толеитов Южной Атлантики (например, Douglass et al., 1999; Le Roex et al., 2002a,b). Важной особенностью развития Южной Атлантики с момента раскрытия явилось также неоднократное перемещение оси спрединга, повлиявшего на формирование подводных гор (Hoernle et al., 2015; Rohde еt аl., 2013; Ussami еt аl., 2012, и др.).

История раскрытия Южной Атлантики остается дискуссионной, полнота ее расшифровки зависит в том числе и от полноты фактических данных о составе и возрасте магматических пород, слагающих фундамент океанического дна в этом регионе. Исследование геохимических особенностей вулканических построек в Южной Атлантике может помочь решению вопроса о комплексном взаимодействии спредингового и плюмового магматизма в процессе раскрытия Южной Атлантики и позволит уточнить пространственно-временную эволюцию плюмов и осей спрединга. В этой работе нами представлены первые данные детального изучения базальтов, вскрытых скважиной 513а (71-й рейс DSDP), которые сформировались около 38 млн лет назад в осевой зоне ЮСАХ и несут прямую информацию о составе мантийных источников и условиях образования магм в этом районе в позднем эоцене.

ИСПОЛЬЗУЕМЫЕ МЕТОДЫ АНАЛИЗА

Валовые составы базальтов (табл. 1) получены методом XRF в ГЕОХИ РАН на рентгеноспектральном флюоресцентном спектрометре AXIOS Advanced (PANalytical B.V.). Прибор оснащен рентгеновской трубкой с Rh-анодом мощностью 3kW, сканирующим каналом с кристаллами-анализаторами (PE-002-С, PX-1, GeIII-C, LIF-200, LIF-220) и детектирующим устройством. Пробы для анализа были изготовлены путем прессования в таблетки диаметром 20 мм растертого до 200 меш исходного материала весом 300 мг с добавлением в качестве связывающего вещества полистирола в соотношении 5:1. Из отдельной навески определяли потери при прокаливании.

Содержания главных элементов, хлора и серы в закалочных стеклах определялись методом электронно-зондового микроанализа на приборе JEOL8200 в GEOMAR Hemholtz Centre for Ocean Research (Киль, ФРГ) (табл. 2). Анализ проводился дефокусированным до 5 мкм пучком при ускоряющем напряжении 15кВ и токе зонда 6 нА, измеренном на чашке Фарадея. Стандартные образцы базальтового стекла VGA99, риолитового стекла VG568, скаполита R6600 (Jarosevich et al., 1981) и родонита использовались для калибровки и коррекции дрифта прибора. Для контроля качества данных проводился «слепой» анализ стандартных образцов в этой работе базальтовых стекол VG2 и ALV981R23. Детали методики и данные по долговременной воспроизводимости составов разнообразных референсных стекол приведены в работе (Ponomareva et al., 2017).

Содержания 52 микроэлементов в стеклах определялись методом масс-спектрометрии индукционно связанной плазмы с лазерной абляцией (LA-ICP-MS) в Институте наук о Земле при Университете им. Кристиана Альбрехта (г. Киль, ФРГ) на приборном комплексе, состоящем из квадрупольного масс-спектрометра Agilent 7500s и 193-нм эксимерной лазерно-абляционной системы Coherent GeolasPro (табл. 2). Анализ проводился по методике, близкой к описанной в работе Golowin et al. (2016). Анализ проводился лазерным пучком диаметром 60 микрон. Представленные в табл. 2 данные получены усреднением анализов в двух точках. Измеренные интенсивности сигнала нормализовались к интенсивности изотопа 43Са и затем пересчитывались в массовые отношения элемент/Ca с использованием калибровки, основанной на измерениях референсного стекла KL2-G (Jochum et al., 2006). Расчет абсолютных концентраций проводился путем подбора того содержания кальция в образце, при котором сумма содержаний оксидов главных элементов (Si, Ti, Al, Fe, Mn, Mg, Ca, Na, K, P) равнялась 100 мас.%. Измеренные методом LA-ICP-MS содержания главных элементов близки к полученным методом электронного микрозонда — в пределах 5%, что отвечает типичной погрешности анализов
LA-ICP-MS. Точность измерений K, Mn, P методом LA- ICP-MS выше по сравнению с микрозондом, но несколько уступает последнему при анализе главных элементов.

 

Таблица 1. Составы базальтов скв. 513а. Содержания оксидов в мас.%

Оксиды

Номер образца

35-1-12-20 (3)

35-1-39-45 (8А)

35-1-81-88 (9)

36-1-8-17-(10)

36-1-81-90-(20)

36-3-124-127 (25)

36-2-62-67 (32)

36-2-96-105 (36)

36-3-124-127 (51)

36-3-27-34 (42)

SiO 2

49.5

49.5

49.8

49.4

49.7

49.8

49.6

49.4

49.5

49.6

TiO 2

1.1

1.09

1.1

1.12

1.08

1.1

1.08

1.1

1.12

1.09

Al 2 O 3

15.15

15.1

15.3

15.4

15.5

15.2

15.2

15.2

15.2

15.2

FeO

10.28

10.36

10

9.9

9.73

9.73

9.77

9.81

10.18

10.08

MnO

0.18

0.18

0.17

0.18

0.18

0.19

0.19

0.19

0.2

0.2

MgO

7.2

7.8

7.4

7.6

7.94

7.65

7.66

6.85

7.6

7.5

CaO

12.6

12.2

12.3

12.4

12.1

12.24

12.4

12.8

12.24

12.3

Na 2 O

2.32

2.26

2.13

2.34

2.29

2.36

2.32

2.54

2.3

2.3

K 2 O

0.25

0.23

0.11

0.2

0.12

0.28

0.2

0.36

0.22

0.11

Н 2 О+

0.99

0.72

1.22

0.92

0.65

0.82

0.8

1.33

0.8

0.9

Cумма

99.57

99.44

99.53

99.46

99.29

99.37

99.22

99.58

99.36

99.28

K 2 O/TiO 2

0.23

0.21

0.10

0.18

0.11

0.25

0.19

0.33

0.20

0.10

Примечания. Данные получены методом XRF в ЦАЛ ГЕОХИ РАН.

 

Таблица 2. Содержания главных (в мас.%) и примесных (в ppm) компонентов в закалочных стеклах скв. 513а

Оксиды

Номер образца

36-1-8-17-(10)

35-1-12-20 (3)

36-3-124-127 (25)

Данные электронного зонда

SiO2

50.00

50.08

49.94

TiO2

1.10

1.10

1.10

Al2 O3

14.67

14.65

14.70

FeO

10.25

10.39

10.16

MnO

0.20

0.20

0.16

MgO

8.29

8.20

8.27

CaO

12.70

12.69

12.71

Na2 O

2.45

2.48

2.42

K2 O

0.07

0.07

0.07

P2 O5

0.07

0.07

0.07

S

0.13

0.12

0.13

Cl

0.01

0.01

0.01

сумма

100.03

100.16

99.81

 

Данные LA-ICP-MS

SiO2

51.08

50.83

50.44

TiO2

1.04

1.06

1.05

Al2 O3

14.42

14.45

14.81

FeO

10.48

10.49

10.45

MnO

0.19

0.19

0.19

MgO

8.23

8.16

8.34

CaO

11.94

12.16

12.07

Na2 O

2.47

2.50

2.49

K2 O

0.07

0.07

0.07

P2 O5

0.09

0.08

0.08

сумма

100.00

100.00

100.00

 

Микроэлементы

Номер образца

36-1-8-17-(10)

35-1-12-20 (3)

36-3-124-127 (25)

Li

5.27

5.10

5.18

Be

0.31

0.32

0.32

B

1.21

1.15

1.13

P

388

368

344

K

593

605

591

Sc

45.2

46.0

45.8

Ti

6228

6373

6294

V

300

308

302

Cr

342

350

347

Mn

1482

1493

1498

Co

45.7

45.6

45.1

Ni

96.6

89.4

93.0

 

Микроэлементы

Номер образца

36-1-8-17-(10)

35-1-12-20 (3)

36-3-124-127 (25)

Микроэлементы

Номер образца

36-1-8-17-(10)

35-1-12-20 (3)

36-3-124-127 (25)

Cu

110

109

107

Cu*

109

106

108

Zn

91.7

91.3

90.6

Ga

16.0

16.0

15.8

As

0.13

0.13

0.13

Rb

1.46

1.44

1.47

Sr

85.5

84.5

87.2

Y

27.4

27.0

28.4

Zr

61.8

60.3

63.1

Nb

1.47

1.44

1.47

Ag*

0.034

0.034

0.033

Mo

0.15

0.13

0.14

Cd

0.17

0.23

0.18

In

0.10

0.10

0.10

Sn

0.72

0.71

0.74

Sb*

<0.02

<0.02

<0.02

Cs

0.015

0.012

0.016

Ba

16.7

17.0

17.2

La

2.15

2.23

2.32

Ce

6.94

7.01

7.14

Pr

1.19

1.21

1.24

Nd

6.77

6.79

6.84

Sm

2.49

2.54

2.42

Eu

0.93

0.92

0.94

Gd

3.60

3.64

3.75

Tb

0.65

0.65

0.67

Dy

4.68

4.70

4.73

Ho

1.01

1.02

1.05

Er

3.02

3.04

3.15

Tm

0.46

0.45

0.47

Yb

3.09

3.08

3.23

Lu

0.47

0.47

0.48

Hf

1.75

1.73

1.75

Ta

0.090

0.086

0.090

W

0.015

0.010

0.013

Au*

0.0018

0.0016

0.0016

Tl*

0.030

0.027

0.030

Bi*

0.015

0.013

0.012

Pb

0.461

0.455

0.438

Th

0.142

0.140

0.133

U

0.035

0.038

0.035

* — Данные, полученные с использованием специальной высокоточной программы на LA- ICP-MS. Литофильные эле­мен­-
ты определены методом ионного зонда в Тасманийском уни­верситете (Австралия) Каменецким В.С.

 

Концентрации Cu, Ag, Au, Sb, Tl и Bi в закалочных стеклах были определены по специальной программе, обеспечивающей повышенную чувствительность анализа (табл. 2). С этой целью применялись большой диаметр лазерного пучка (160 мкм), высокая частота импульсов (20 Гц) и увеличенное время анализа фона прибора и сигнала при общей длительности анализа 2 мин. Для увеличения степени ионизации элементов и подавления оксидов в несущий газ (~1л/мин He) добавлялся водород (14 мл/мин). Аргон (~0.8 л/мин) добавлялся непосредственно перед поступлением несущего газа в масс-спектрометр.

Анализировались следующие изотопы: 43Ca, 47Ti, 63Cu, 90Zr, 93Nb, 109Ag, 178Hf, 181Ta, 197Au, 205Tl, 209Bi. Калибровка измерений Ag, Au и Tl проводилась с использованием стандартного стекла SRM NIST612 (Jochum et al., 2011), для других элементов — стекла KL2-G (Jochum et al., 2006). Отношения 109(NbO)+/93Nb+, 109(ZrOH)+/92Zr+, 197(TaO)+/181Ta+, 197(HfOH)+/180Hf+, измеренные на пирохлоре и цирконе в течение той же аналитической сессии, составили 0.0023%, 0.0001%, 0.0034%, 0.0021% соответственно, что отвечает суммарному наложению оксидов и гидроксидов на массах 109 (Ag) и 197 (Au) менее 2% от общей измеренной интенсивности сигнала для изученных образцов и находится в пределах погрешности анализов. Порог количественного определения, оцененный на основе анализов стандартного стекла NIST612 по методу из работы (Longerich et al., 1996) как 10 стандартных отклонений среднего фонового значения, находился ниже измеренных концентраций для всех элементов в изученных образцах и составил 0.6 мг/т для Ag, 0.5 мг/т для Au и около 1 мг/г для Bi и Tl. Данные, представленные в табл. 2, получены усреднением трех измерений для каждого образца. Содержания Cu, измеренные по стандартной и высокоточной программе, идентичны в пределах 5 отн.%, что показывает полное соответствие измерений, полученных разными методами.

Химический состав оливина изучался в выделенных из образцов зернах на микрозонде JEOL JXA 8230 в Институте Наук о Земле (ISTerre), Университет Гренобль-Альпы (Франция), по методике высокоточного определения элементов-примесей (Batanova et al., 2015) (табл. 3). По этой методике в зернах оливина в дополнение к макрокомпонентам (Mg, Fe, Si) измерялись концентрации примесных элементов Na, Al, P, Ca, Ti, Ni, Mn Zn, Cr и Co. Применялись следующие параметры анализа: ускоряющее напряжение 25 кВ, ток зонда (измерялся на чашке Фарадея) 900 нА. Измерение примесных элементов производилось на пяти спектрометрах с дисперсией по длинам волн, главных элементов – на энергодисперсионном спектрометре. Время анализа одной точки составляло 12 минут. Вместе с образцами через каждые 30 точек производилось трех-кратное измерение оливина Сан Карлос USNM 111312/44
(Jarosewich et al., 1981), используемого в качестве контрольного образца. Это позволяло контролировать и корректировать дрифт прибора. Воспроизводимость анализа, оцененная на контрольном образце оливина как 2 стандартных отклонения от среднего, для большинства примесных элементов составляет 4–10 г/т, для натрия — 15 г/т, а для главных элементов — 300 г/т Fo минала.

Изотопный состав Sr, Nd, Pb в породах определялся в ЦИИ ВСЕГЕИ (Санкт-Петербург) (табл. 4). Химическая сепарация элементов осуществлялась хроматографическим методом на ионообменных колонках по описанной ранее методике (Luchitskaya et al., 2017). Бланки (холостой опыт) во время проведения анализов не превышали 0.01 и 0.1 нг для Rb и Sr, 0.02 нг — для Sm, Nd, 0.01 нг — для Pb. Содержания элементов определялись методом изотопного разбавления с добавлением калиброванного изотопного трассера. Измерения изотопного состава элементов проводились на многоколлекторном твердофазном масс-спектрометре TRITON (ЦИИ ВСЕГЕИ) в статическом режиме. Для нормализации использовались значения 88Sr/86Sr=8.375209 и 146Nd/144Nd=0.7219. Изотопный состав стандарта Nd JNdi-1: 143Nd/144Nd=0.512109±0.000006, стандарта NIST-981: 206Pb/204Pb=16.913±0.001, 207Pb/204Pb=15.451±0.001, 208Pb/204Pb=36.594±0.001, стандарта NBS-987: 87Sr/86Sr= 0.710225±0.000012 (2σ).

РЕЗУЛЬТАТЫ

Петрография, минералогия и содержания главных элементов в породах и стеклах

Глубоководная скважина 513а (47°34.99’ ю.ш.; 24°38.40’ з.д.), пробуренная в рамках программы DSDP на глубине 4370 м под уровнем моря на западном фланге САХ восточнее Аргентинского бассейна, вскрыла толщу базальтов мощностью около 6 м, представляющих собой коренные породы данного региона (Ludwig et al., 1983) (рис. 1). Возраст базальтов, определенный по магнитным аномалиям, составляет около 38 млн лет (Ludwig et al., 1983).

 

Таблица 3. Соствы оливинов из толеитовых базальтов скв. 513а (в мас.% оксидов)

Оксиды

 Номер образца 

35-1-12-20-ol1

35-1-12-20-ol2

35-1-12-20-ol9

35-1-12-20-ol10

35-1-12-20-ol12

35-1-12-20-ol16

36-2-62-67-ol2

36-3-27-31-ol1

36-3-27-31-ol2

36-3-27-31-ol4

36-3-27-31-ol5

36-3-27-31-ol8

36-3-27-31-ol9

36-3-27-31-ol12

36-3-27-31-ol17

36-3-27-31-ol21

36-3-27-31-ol22

36-3-27-31-ol23

36-3-27-31-ol24

36-3-2124-127-ol1

36-3-2124-127-ol2

36-3-2124-127-ol3

36-3-2124-127-ol4

SiO2

40.11

40.79

40.66

40.56

40.69

40.59

40.61

41.16

40.97

41.01

41.21

40.56

40.43

40.60

40.57

40.41

40.47

40.69

40.78

40.88

40.54

40.54

40.8141

TiO2

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.00

0.00

0.01

0.01

0.00

0.00

0.01

0.01

0.01

0.00

0.01

0.01

0.01

0.00

0.00

0.01

0.01

0.0075

Al2O3

0.05

0.04

0.03

0.04

0.06

0.05

0.04

0.04

0.04

0.04

0.04

0.05

0.04

0.04

0.04

0.04

0.03

0.05

0.04

0.06

0.04

0.04

0.0483

FeO

13.30

14.04

14.02

13.91

13.10

13.55

13.89

14.18

14.47

13.84

13.05

13.95

14.39

14.11

13.64

14.21

14.22

14.04

13.65

11.99

14.05

14.68

14.0185

MnO

0.21

0.23

0.23

0.23

0.21

0.22

0.23

0.23

0.24

0.23

0.21

0.23

0.24

0.23

0.22

0.24

0.23

0.23

0.22

0.19

0.23

0.24

0.2321

MgO

46.50

46.77

46.77

46.77

47.40

46.99

46.77

47.25

46.78

47.29

47.99

46.66

46.19

46.59

46.93

46.48

46.53

46.91

47.12

48.30

46.67

46.28

46.8973

CaO

0.31

0.31

0.31

0.31

0.31

0.30

0.30

0.31

0.32

0.31

0.31

0.30

0.32

0.31

0.30

0.31

0.31

0.31

0.31

0.29

0.31

0.32

0.3204

NiO

0.24

0.20

0.19

0.20

0.21

0.21

0.19

0.18

0.17

0.19

0.21

0.20

0.17

0.18

0.19

0.18

0.18

0.19

0.20

0.26

0.19

0.17

0.1912

CoO

0.02

0.02

0.02

0.02

0.02

0.02

0.02

0.02

0.02

0.02

0.02

0.02

0.02

0.02

0.02

0.02

0.02

0.02

0.02

0.02

0.02

0.02

0.0226

Cr2O3

0.05

0.05

0.04

0.04

0.06

0.05

0.05

0.04

0.04

0.05

0.05

0.05

0.04

0.04

0.05

0.04

0.04

0.05

0.05

0.05

0.05

0.05

0.0528

Total

100.83

102.49

102.30

102.10

102.13

102.04

102.12

103.45

103.10

103.02

103.12

102.09

101.87

102.16

101.99

101.96

102.07

102.52

102.41

102.07

102.14

102.41

102.6905

Fo (мол.%)

86.17

85.58

85.60

85.70

86.57

86.08

85.72

85.59

85.21

85.89

86.77

85.64

85.12

85.48

85.98

85.36

85.37

85.62

86.02

87.77

85.55

84.89

85.64

100*Mn/Fe

1.60

1.66

1.64

1.63

1.61

1.61

1.62

1.65

1.67

1.64

1.62

1.64

1.67

1.66

1.62

1.65

1.65

1.63

1.63

1.59

1.64

1.64

1.65

100*Ni/Mg

0.66

0.56

0.54

0.55

0.59

0.58

0.54

0.50

0.48

0.53

0.58

0.56

0.49

0.51

0.54

0.51

0.51

0.53

0.55

0.70

0.52

0.47

0.53

Ni/(Mg/Fe)/1000

0.68

0.61

0.59

0.59

0.60

0.61

0.58

0.55

0.54

0.57

0.59

0.60

0.54

0.56

0.57

0.57

0.57

0.58

0.58

0.66

0.57

0.54

0.58

100*Ca/Fe

2.16

2.02

2.03

2.02

2.15

2.06

2.00

2.02

2.05

2.07

2.19

2.00

2.01

2.04

2.05

1.99

1.99

2.01

2.08

2.26

2.02

1.98

2.10

XPxMn%

17

5

9

10

15

14

13

7

2

9

12

9

3

5

13

7

7

11

11

19

9

8

7

 

Базальты представляют слабоизмененные афировые и слабопорфировые породы с редкими вкрапленниками плагиоклаза и оливина. В трех образцах сохранились закалочные стекла. Основная масса — стекловатая с микролитами клинопироксена и плагиоклаза. Вкрапленники оливина представлены изометричными округлыми или неправильной формы зернами размером 0.1–0.4 мм. Зерна плагиоклаза размером 0.2–0.8 мм имеют удлиненную, коротко-призматическую, изометричную, таблитчатую или неправильную форму. Наблюдаются редкие сростки оливина с плагиоклазом. Форма выделений оливина свидетельствует о том, что он являлся наиболее ранним ликвидусным
минералом.

Составы оливина в базальтах скв. 513а по магнезиальности лежат в диапазоне от Fo88 до Fo84.5 (табл. 3). С уменьшением Fo наблюдается увеличение концентраций Mn, Na, Ti, Zn, Co и понижение Al, Сr, Ni (рис. 2а–г), характерное для базальтов океанических рифтов (Sobolev et al., 2007) и отражающее фракционную кристаллизацию оливина (±плагиоклаза). Оливин имеет относительно высокие значения 100×Mn/Fe (1.6–1.7) и низкие Ni/(Mg/Fe)/1000 (0.54–0.68) (рис. 2д), типичные для базальтов океанических рифтов (Sobolev et al., 2007), но несколько пониженные по сравнению с оливином из обогащенных базальтов района тройного сочленения Буве (Мигдисова и др., 2017). Значительные вариации этих отношений связаны, по мнению А.В. Соболева с коллегами, с примесью в мантийном источнике реакционных пироксенитов (Sobolev et al., 2007). Cодержания пироксенитовой компоненты, присутствующей в плавящемся источнике, были рассчитаны по формуле XPX = 3.483–2.071 × (100×Mn/Fe) (Sobolev et al., 2007) и составили 2–19% (табл. 3). Полученные расчеты демонстрируют, что большинство оливинов скв. 513а кристаллизовались из толеитовых расплавов из перидотитового источника, что типично для деплетированных толеитов океанических рифтов.

 

Рис. 1. Положение скв. 513а в Южной Атлантике. Тектоническая схема Южной Атлантики по данным работы (Пущаровский и др., 2011). 1 — Срединно-Атлантический хребет; 2 — рифтовая зона Срединно-Атлантического хребта; 3 — наиболее глубокие части океанических впадин (5000 м, местами более); 4 — вулкано-тектонические поднятия; 5 — разломы. Цифрами показаны впадины: 1 — Аргентинская, 2 — Бразильская, 3 — Ангольская, 4 — Капская, 5 — Агульяс. Буквы на схеме — разломы: РЖ — Рио-де-Жанейро, РГ — Риу-Гранди, М —Мури, МО — Монтевидео, ТК — Тристан-да-Кунья, Г — Гоф, АФ — Агульяс-Фолклендский, Ш — Шака; ТСБ — тройное сочленение Буве; Мс — малая спрединговая система Метеор; хребты: АмАх — Американо-Антарктический, АфАх — Африкано-Антарктический Положение скв. 513а показано звездочкой.

 

Рис. 2 Составы оливинов из толеитовых базальтов скв. 513а. (а–г) — Вариации содержаний NiO, MnO, Al2 O3 и CaO в зависимости от форстеритовой составляющей в оливинах; (д) — вариации отношений 100×Mn/Fe и Ni/(Mg/Fe)/1000 в оливинах скв. 513а. Полями нанесены поля пироксенитового и перидотитового источников в соответствии с (Sobolev et al., 2007). Для сравнения нанесены составы оливинов из базальтов деплетированных океанических толеитов (MORB) (Sobolev et al., 2007) и обогащенных базальтов района тройного сочленения Буве (ТСБ) (Мигдисова и др., 2017).

 

Результаты петрохимического анализа валовых составов базальтов и закалочных стекол приведены в табл. 1 и 2. Содержания главных компонентов в базальтах варьируют в следующих пределах (мас.%): SiO2 = 49.4–49.8; MgO = 6.85–7.94; Al2 O3 =15.1–15.5; FeO =9.73–10.36; CaO = 12.1–12.8 (рис. 3). Закалочные стекла, проанализированные в трех образцах базальтов, имеют практически идентичные составы, близкие к среднему составу пород (рис. 3). Отношение K2O/TiO2 для базальтов составляет 0.10–0.33, для стекол — около 0.07, подчеркивая деплетированную по калию природу источника магм и небольшой привнос этого компонента в процессе вторичного изменения базальтов. В целом составы стекол скв. 513а лежат в тренде вариаций породообразующих элементов толеитовых стекол района 40–47° ю.ш. Атлантики, но при этом отличаются более низкими концентрациями Ti, Na и K. В пределах составов рифтовых стекол данной области встечаются стекла с повышенным К, особенно для более южного района 47.5–47.9° ю.ш. (рис. 3).

 

Рис. 3. Вариации главных компонентов (в мас.% оксидов) в базальтах и стеклах скв. 513а. Для cравнения показаны составы стекол океанических толеитов из района 40-49° ю.ш. Атлантического океана по данным (le Roux et al.,

 

Элементы-примеси в стеклах

По содержанию несовместимых литофильных элементов базальты скв. 513а близки классическим составам N-MORB (Sun, McDonough, 1989), но имеют ряд отличительных особенностей, характерных также и для других базальтов Южной Атлантики (рис. 4, 5). Базальты скв. 513а имеют деплетированный спектр РЗЭ с (La/Sm)n ~0.6 (индекс n указывает на нормированные к составу примитивной мантии значения), что позволяет типизировать их как N-MORB с (La/Sm)n <0.75 (Le Roex et al., 2002). Однако, по сравнению с типичным N-MORB изученные базальты имеют пониженные содержания Ti, Nb и Ta и несколько повышенные содержания Pb, Ba, Rb и К относительно элементов близкой степени несовместимости. Отношение Ba/Nb в стеклах скв. 513а в 3 раза превышает таковые в среднем составе N-MORB (рис. 5). Отличительной особенностью являются также небольшие положительные аномалии K относительно Nb и Pb относительно Ce, соответственно, в нормированных к составу примитивной мантии спектрах микроэлементов (рис. 4). Отмеченное обогащение Ba, Rb, K, а также обеднение Ti является типичным для стекол N- MORB типа Южной Атлантики, в особенности для сегмента хребта к северу от разломной зоны Агульяс-Фолкленд, в котором, вероятно, и образовались базальты, вскрытые скв. 513а (рис. 5) (Le Roex et al., 2002). Для стекол скв. 513а обогащение указанными выше несовместимыми элементами является максимальным среди стекол N-MORB типа и сопровождается также заметным обогащением Pb.

 

Рис. 4. Содержания несовместимых элементов в закалочных стеклах скв. 513a, нормированные к составу примитивной мантии (Sun, McDonough, 1989). Для сравнения нанесены средний состав N-MORB (Sun, McDonough, 1989), состав ультрадеплетированного стекла VG612 (27.99° с.ш., 8.01° з.д., 4000 м; Melson et al., 2002) по данным из работы (Jenner et al., 2012), составы N-MORB и Дискавери-MORB типов из района 40–55° ю.ш. Срединно-Атлантического хребта по данным (¬Kelley et al., 2013; Jenner et al., 2012), выделенных согласно критериям из работы (Le Roex et al., 2002).

 

Рис. 5. Содержания микроэлементов в стеклах скв. 513a в сравнении с составом стекол океанических толеитов вдоль Срединно-Атлантического хребта между 40 и 55° ю.ш. Положение скважины 513a спроецировано на современный хребет вдоль простирания трансформного разлома Агульяс-Фолкленд. Составы стекол по данным (Le Roex et al., 2002; Kelley et al., 2013; Jenner et al., 2012). Геохимические группы стекол и поле составов типичных стекол нормального типа базальтов СОХ (N-MORB) приведены согласно (Le Roex et al., 2002).

 

Особенностью составов стекол скв. 513 являются несколько повышенные по сравнению с большинством океанических толеитов и в том числе со всеми известными составами для района 40–55° ю.ш. Срединно-Атлантического хребта содержания Cu (~110 г/т), Ag (~33 мг/т) и в особенности Au (~1.6–1.8 мг/т) при содержаниях MgO около 7–8 мас.% (табл. 2, рис. 6).

 

Рис. 6. Систематика содержаний Cu, Ag и Au в закалочных базальтовых стеклах скв. 513a. Для сравнения нанесены составы всех стекол Срединно-Атлантического хребта с содержаним MgO>7 мас.%, стекла состава N-MORB для района 40–55° ю.ш. Срединно-Атлантического хребта, ультрадеплетированного стекла VG612 (27.99° ю.ш., 8.01° з.д., глубина 4018 м) по данным работы (Jenner et al., 2013). Состав деплетированной мантии (DMM) по данным (Salters, Stracke, 2004).


Отношение Cu/Ag составляет ~3200, что является типичным для толеитов САХ (среднее Cu/Ag=3566 ± 655, 2s, n=123) (Jenner et al., 2012) и близко к отношению Cu/Ag в примитивной или деплетированной мантии Земли (Wang, Becker, 2015; McDonough, Sun, 1995; Salters, Stracke, 2004) (рис. 6а). Отношение Au/Cu в изученных стеклах составляет около 0.015×10-3, что в два раза ниже отношения Au/Cu в мантии Земли (~ 0.033×10-3) (Wang, Becker, 2015; McDonough, Sun, 1995), но существенно превышает типичные значения для океанических толеитов САХ (~0.002) (Jenner et al., 2012) (рис. 6б). Изученные стекла из скв. 513a имеют также в 2–4 раза повышенные отношения Cu, Ag и Au относительно умеренно несовместимых элементов в других образцах из Южной Атлантики, например Ag/TiO2 ~ 0.03×10-4 и Au/TiO2  ~ 1.5×10-7. По абсолютным содержаниям сильно халькофильных элементов, их обогащенности относительно несовместимых элементов, а также по обогащенности Au относительно Cu и Ag изученные базальты имеют промежуточные составы между типичными толеитами САХ, в том числе из Южной Атлантики, и ультраобедненным несовместимыми элементами, но обогащенным Cu, Ag и Au стеклом VG612 (Jenner et al., 2012) (рис. 6).

Изотопный состав

Изотопные характеристики изученных пород приведены в табл. 4. Изотопные отношения варьируют незначительно и в среднем составляют: 206Pb/204Pb — 17.98 (17.85–18.09); 207Pb/204Pb — 15.56 (15.50–15.59), 208Pb/204Pb — 38.0 (37.85–38.15), 143Nd/144Nd — 0.5130 (0.51297–0.51304) и 87Sr/86Sr — 0.7040 (0.7038–0.7043) (рис. 7). По этим значениям видно, что они близки к океаническому деплетированному источнику (Hart, 1989; Armienti, Longo, 2011; Sun, McDonough, 1989), но отличаются несколько повышенными значениями 87Sr/86Sr как для проанализированных пород, так и стекол, и поэтому не могут быть объяснены процессами вторичного изменения пород. Приведенные на графиках вариации изотопных значений Pb и Nd в стеклах трех сегментов ЮСАХ (40–47°, 47–49° и 49–54° ю.ш.) показывают, что наиболее деплетированные по изотопным отношениям толеиты распространены непосредственно к северу от разломной зоны Агульяс-Фолкленд в сегменте 40–47° ю.ш. Сегмент 47–49° ю.ш. расположен непосредственно вблизи поднятия Дискавери, и проявленные в нем обогащенные магмы имеют примесь специфического обогащенного компонента с несколько пониженными значениями 143Nd/144Nd до 0.5123 и увеличенными 208Pb/204Pb до 38.6, 207Pb/204Pb до 15.6 при низких значениях 206Pb/204Pb около 18, что может быть отражением слабой примеси источника типа ЕМ-1 (рис. 7). Также в сегменте 47–49° ю.ш. были описаны андезитобазальты с характерной изотопной меткой компонента LOMU. Южнее 49° ю.ш. обогащенные рифтовые толеиты имеют отчетливые признаки влияния горячих точек Шона и Буве, что отражено в повышенных содержаниях радиогенных изотопов Pb, указывающих на близость обогащенного компонента к компоненту HIMU. Базальты скв. 513а, имеющие возраст около 38 млн лет, лежат в поле современных толеитов сегмента 40–47°  ю.ш. и четко отличаются от большинства пород, драгированных южнее разлома Агульяс низкими значениями 206Pb/204Pb и высокими 143Nd/144Nd. Таким образом, геохимическая специфика магм, которые генерировались в сегменте 40–47° ю.ш., сохранялась по крайней мере на протяжении последних 40 млн лет с момента образования пород, вскрытых скв. 513а.

 

Рис. 7. Изотопные вариации магм скв. 513а и толеитов Южной Атлантики. 1 — Обогащенные компоненты ЕМ-I, EM-II, HIMU (Armienti, Longo, 2011) и (DM) — деплетированная мантия (Armienti, Longo, 2011); 2 — базальты скв. 513а (данные табл. 4); стекла, драгированные в сегментах ЮСАХ: 40–46°(3), 47–49°(4) и 49–54° ю.ш.(5) (данные из Douglass et al., 1999).

 

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Свидетельство влияния мантийного плюма на образование базальтов скв. 513а

Толеиты океанических рифтов представлены двумя главными типами — ТОР-1 и ТОР-2 (Сущевская и др., 1983; Sobolev, Dmitriev, 1989). Термин ТОР, предложенный Л.В. Дмитриевым (толеиты океанических рифтов), является русским эквивалентом английского сокращения MORB. Генерация и фракционирование первичных расплавов типа ТОР-2, типичных для всех спрединговых зон Мирового океана, кроме района Северной Атлантики, происходит при полибарическом плавлении океанической мантии в поднимающейся мантийной колонне при давлении от 20 до 8 кбар и Т=1320–1250°С, а для расплавов типа ТОР-1 при давлении от 25 до 9.5 кбар и Т=1350–1270°С (Sobolev, Dmitriev, 1989).

Как показано на рис. 3, составы пород и стекол скв. 513а имеют составы, близкие к вероятным продуктам низкобарического фракционирования первичного толеитового расплава ТОР-1 при 2 и 4 кбар и отвечают примерно 50% его кристаллизации (Сущевская и др., 1999). Низкие значения Na и повышенные Fe в стеклах, рассчитанные по методу (Klein, Langmuir, 1987) на 8 мас.% MgO, в первичных расплавах (Na8 =2.4, Fe8 =10) также отражают более глубинный и более высокотемпературный уровень выплавления первичных расплавов скв. 513а по сравнению с большинством толеитов спрединговых зон типа ТОР-2 (Сущевская и др., 1999). Эти наблюдения свидетельствуют о вероятном влиянии горячей точки на процесс генерации пород, вскрытых скв. 513а.

Судя по составу высокомагнезиального оливина в породах, который характеризуется низкими отношениями Fe/Mn и умеренно высокими содержаниями Ni (рис. 2), и типичному базальтовому составу стекол, источником исходных магм являлся деплетированный перидотит. В этом отношении изученные породы резко отличаются от пород LOMU типа, драгированных в сегменте хребта 47–49° ю.ш., которые имеют андезитобазальтовый состав (SiO2 ~55 мас.%), ярко выраженную гранатовую метку в спектре несовместимых элементов и низкие значения 143Nd/144Nd, в происхождении которых важную роль играли источники пироксенитового состава (Le Roex et al., 2002).

Систематика содержаний несовместимых элементов и изотопный состав базальтов, вскрытых скв. 513а, указывает на участие в процессах их образования обогащенного компонента. С присутствием этого компонента связаны повышенные отношения Ba/Nb, Pb/Ce, K/Nb, 207Pb/206Pb и 87Sr/86Sr в породах и стеклах скв. 513а по сравнению с типичным N-MORB и источником типа DMM. По этим признакам изученные базальты близки к современным базальтам, драгированным в осевой зоне САХ южнее разломной зоны Агульяс. Как обсуждалось ранее в ряде работ, посвященных происхождению геохимической гетерогенности толеитов Южной Атлантики (например, Douglass et al., 1999; Le Roux et al., 2002a,b), наиболее вероятным источником этого компонента может быть плюм Дискавери. Таким образом, полученные данные указывают на влияние этого плюма на магматизм Южной Атлантики уже 38 млн лет назад.

Необычной чертой изученных базальтов является сочетание их большой деплетированности в отношении Nb и Ta и присутствия обогащенного плюмового компонента. Например, как показано на рис. 8, изученные базальты имеют повышенные отношения как (Ba/Nb)n ~1.2, так (Y/Nb)n ~3, что не может быть объяснено плавлением источника DMM с примесью обогащенного плюмового компонента, поскольку магмы, полученные в результате такого процесса, должны иметь (Y/Nb)n отношения меньше 2. Возможным объяснением этих геохимических особенностей изученных базальтов, а также состава других деплетированных толеитов типа N-MORB Южной Атлантики может быть вовлечение в процессы магмогенерации более деплетированного источника, чем DMM. Свидетельством существования такой мантии под Южной Атлантикой является состав крайне деплетированного несовместимыми элементами базальта VG612, драгированного на 27.99° ю.ш. (рис. 4, 8). В этом случае состав базальтов скв. 513а может объясняться примесью 2–3% обогащенного компонента типа Дискавери в магме, происходящей из источника более деплетированного по Nb, чем DMM. Для современных базальтов типа N-MORB Южной Атлантики примесь компонента Дискавери составляет менее 5%.

Источник обогащения магм халькофильными элементами

Повышенные содержания халькофильных металлов были ранее отмечены в магмах, связанных своим происхождением с глубинными плюмами, например для золота (Исландия) (Webber et al., 2013) или меди (Гавайи, Исландия, Галапагос и Реюньон) (Jenner et al., 2012) (рис. 5в, 6). Подобное обогащение типичными халькофильными элементами в районах влияния мантийных плюмов может объясняться разными причинами. С одной стороны, оно может быть связано с исходной обогащенностью первичных магм этими элементами. С другой стороны, может объясняться протеканием процессов дифференциации в несколько более окисленных условиях по сравнению с базальтами СОХ или недосыщенностью глубинных магм серой в низкобарических коровых условиях, что препятствует стабильности сульфидной фазы, которая является концентратором халькофильных элементов.

Полученные в работе данные показывают, что обогащенность базальтов скв. 513а сильно халькофильными элементами не коррелирует с обогащением магм несовместимыми элементами (рис. 4, 5). Следовательно, повышенные концентрации Cu, Ag и Au в изученных базальтах не могут быть связаны с непосредственным влиянием плюмового компонента, предположительно типа Дискавери. Напротив, максимальной обогащенностью этими элементами среди всех примитивных пород Южной Атлантики характеризуется ультрадеплетированный базальт VG612 (рис. 6), имеющий аномально низкие для N-MORB содержания несовместимых микроэлементов (рис. 4). Подобный состав должен отражать необычно высокие степени мантийного плавления (более 20%) либо существенно более деплетированный состав мантийного источника. Обогащенность сильно халькофильными элементами в этом случае отражает их поведение в процессе мантийного плавления как совместимых элементов, которые удерживаются в рестите в составе остаточного сульфида, пока он не будет полностью исчерпан (например, Lee et al., 2012).

 

Рис. 8. Модель смешения для толеитов Южной Атлантики. Отношения элементов нормированы к составу примитивной мантии (Sun, McDonough, 1989). Составы стекол Южной Атлантики различных типов по данным (Le Roex et al., 2002; Kelley et al., 2013; Jenner et al., 2012). Составы конечных членов смешения: N-MORB по данным (Sun, McDonough, 1989), UD-MORB — ультрадеплетированный MORB, отвечающий составу стекла VG612 (Melson et al., 2002; Jenner et al., 2012), SHONA – средний состав наиболее обогащенных базальтов Шона-MORB типа (Le Roex et al., 2002), LOMU – средний состав LOMU-MORB типа (Le Roex et al., 2002). Повышенные отношения (Y/Nb)n в большинстве базальтов N-MORB типа из Южной Атлантики по сравнению со средним N-MORB могут объясняться вовлечением в процессы магмобразования более деплетированного мантийного источника, чем DMM, возможно, даже более деплетированного, чем источник базальта VG612. Повышенные отношения Ba/Nb могут объясняться примесью до 3 мас.% обогащенного компонента Дискавери.

 

Значительная обедненность базальтов скв. 513а сильно несовместимыми элементами, прежде всего Nb и Ta, и результаты моделирования (рис. 8) указывают на вероятное вовлечение в процессы магмогенерации под Южной Атлантикой более деплетированной мантии по сравнению со средним составом DMM. Вероятно, что это также может быть причиной умеренной обогащенности базальтов скв. 513а сильно халькофильными элементами. Отношения Au/Cu, Au/Ti и другие в базальтах скв. 513а ниже, чем в составе DMM и ультрадеплетированного базальта VG612 (рис. 6). Следовательно, полного исчерпывания сульфида при плавлении мантии не происходило, а общие степени плавления мантиного перидотита при образовании базальтов скв. 513а, вероятно, не превышали ~20% (Lee et al., 2012), что согласуется с оцененными значениями степеней плавления по главным компонентам.

Составы пород скв. 513а в изотопной систематике Южной Атлантики

Изучение изотопных данных Sr-Nd-Pb в магмах системы Рио-Гранде – Китового хребта и поднятия Дискавери выявило, что все они лежат в поле изотопных вариаций траппов провинции Парана-Этендека, формирование которых предшествовало раскрытию Южной Атлантики (Меланхолина, Сущевская, 2018). В пределах Китового хребта выявляются различия изотопных отношений в близких по возрасту базальтах из скв. 525а и 527–528, подчеркивая неоднородность плавящегося источника около 60 млн лет назад (рис. 7, 9). Cоставы пород скв. 525а, а также базальтов, вскрытых скв. 516а на поднятии Рио-Гранде, лежат в поле изотопных вариаций, отмеченных для базальтов региона Парана, с умеренными величинами изотопного отношения 87Sr/86Sr и низкими 206Pb/204Pb и 143Nd/144Nd (обогащенный компонент ЕМ-I), типичных и для высокотитанистых траппов Параны (Gibson et al., 2005; Hoernle et al., 2015; Richardson et al., 1982; Salters et al., 2010). Для обогащенных базальтов островов Гоф, Тристан-да-Кунья и части Китового хребта, поднятия Дискавери с высокими значениями 206Pb/204Pb, 208Pb/204Pb, 207Pb/204Pb можно отметить, что хотя они и образуют собственные, незначительно отличающиеся тренды, но для них всех обогащенный примесный компонент в источнике близок к компоненту, отмеченному в щелочных базальтах восточной Бразилии (ЕМ-II), отражающему низкие степени плавления литосферы восточной Гондваны (по Fodor еt al., 1998; Меланхолина, Сущевская, 2018). В работах (Class, le Roex, 2011) показано, что протяженная изотопная аномалия в Южной Атлантике (DUPAL), наблюдаемая в большинстве магм подводных гор, связанных происхождением с плюмом Тристан, образована за счет вовлечения в процесс плавления фрагментов верхней и нижней литосферы протерозойского Намибия-Натальского подвижного пояса. Состав магм изменялся в ходе развития плюма Парана-Этендека. В отличие от раннего этапа магматизма при образовании более молодых подводных гор зафиксировано участие в плавлении также астеносферной деплетированной мантии. Продолжающееся поступление в расплавы ограниченного объема литосферного материала могло быть обусловлено сохранением в океанической коре континентальных фрагментов, как это было отмечено для поднятия Рио-Гранде.

На основании этих данных можно сделать вывод, что плюм Дискавери, влияние которого установлено в составе базальтов скв. 513а и современных толеитов севернее 49° ю.ш., не имеет самостоятельного значения, а, скорее, является продуктом сложных эволюционных процессов взаимодействия плюма Тристан с фрагментами континентальной литосферной мантии и нижней коры, а также астеносферной сильно деплетированной мантии.

 

Рис. 9. Изменения изотопных значений 206Pb/204Pb и 207Pb/204Pb в магмах региона Южной Атлантики, связанного своим происхождением с влиянием горячих точек. На рисунке нанесены обогащенные источники (EM-I и EM-II) и DM по (Armienti, Longo, 2011); океанические базальты из скважин: скв. 513а (черные квадратики); полями показаны базальты Китового хребта: 525а, 527–528, Рио-Гранде: 516а, острова Гофф (Hoernle et al., 2015; Richardson et al., 1982; Salters, Sachi-Kocher, 2010), поднятия Дискавери (Schwindrofska et al., 2016); стекла 47–49° ю.ш. ЮСАХ (Douglass et al., 1999).

 

Геодинамическая интерпретация

Породы фундамента, вскрытые в скважине DSDP-513а в восточной части Южной Атлантики, дали возможность оценить характер спредингового магматизма, протекавшего около 40 млн лет назад, и уточнить существующие модели взаимодействия плюмового и рифтогенного магматизма в этом регионе.

После раскрытия Южной Атлантики, при сохранении активности плюма Тристан поверх новообразованной океанической коры и континентальных фрагментов была сформирована вулканическая система Рио-Гранде – Китовый хребет, которая являтся проявлением горячей точки, образованной в ходе эволюции плюма Тристан. Положение горячей точки в период от 87 до ~78 млн лет назад предполагается вблизи первоначальной оси спредингового хребта (Gibson et al., 2005; Hoernle et al., 2015). В результате перескоков оси спрединга для периода времени 75–50 млн лет назад реконструируется разобщение элементов вулканической системы (Hoernle et al., 2015; Rohde еt аl., 2013; Ussami еt аl., 2012, и др.). В ходе продвижения системы в пределы океана устанавливается сокращение роли литосферного материала в магмогенерации, а также включение в плавление астеносферной деплетированной мантии. Происходит ослабление активности горячей точки, теперь внутриплитной, с формированием вдоль ее следа провинции гайотов хр. Китовый, состоящей из обособленных вулканов. Одновременно с сокращением магматического питания для кайнозойского времени предположительно намечается и расщепление источника на два небольших плюма, создавших ветви островов Тристан-да-Кунья и Гоф (Hoernle et al., 2015).

Около 60–40 млн лет назад, после основного перескока в восточном направлении оси спрединга около спрединговой зоны функционировали горячие точки Тристан, Гоф, Дискавери, Шона, которые могли формироваться при сложном процессе взаимодействия плюма Тристан и зарождающейся спрединговой зоны, при сохранении вблизи нее отторженцев континентальных областей и вовлечении их материала в состав плюма (Class, le Roex, 2006). Поднятие Дискавери, просуществовавшее около 20 млн лет, подобно хр. Китовый претерпело раздвоение, сформировав южную и северную ветвь поднятия. Изотопный характер магм поднятия Дискавери также подчеркивает существенную гетерогенность плавящихся источников. Образование поднятия Дискавери около 40 млн лет назад совпадает с возрастом базальтов, вскрытых скв. 513а, а близость изотопных характеристик подчеркивает возможное влияние горячей точки Дискавери, расположенной вблизи спрединговой зоны на характер толеитового магматизма. В то же время, в соответствии с последними реконструкциями геодинамики Южной Атлантики, можно отметить, что на процесс образования поднятий Южной Атлантики, особенно расположенных севернее разлома Агульяс, могло сказаться распространение горячей точки Тристан (сформировавшей протяженную систему хр. Китовый — Рио-Гранде) на юго-запад вдоль спрединговой зоны ЮСАХ с образованием поднятия Дискавери.

Вопрос развития и взаимодействия горячей точки и формирующегося магматизма ЮСАХ продолжает оставаться дискуссионным, поскольку практически не существует опробования океанической коры раннего возраста, соответствующего возрасту формирования горячей точки. В современном положении в пределах зоны ЮСАХ от 30–50° ю.ш. мы наблюдаем наиболее значительное влияние расположенных вблизи хребта горячих точек в районах 36–40° ю.ш., которое связано с присутствием островов Гоф и Тристан-да-Кунья. Оба острова образованы в процессе эволюции плюма Тристан. В пределах современной рифтовой зоны ЮСАХ отмечается несколько областей, где проявляется толеитовый магматизм существенно обогащенного типа. Наиболее протяженная — в районе САХ (35–39° ю.ш.) вблизи островов Тристан-да-Кунья, Гоф. Толеитовый магматизм САХ этого района несет в себе многие геохимические характеристики, схожие с источником щелочных магм хребта Китовый (Shilling et al., 1985; Humphris et al., 1985).

Источники обогащения подводных поднятий и сопряженных рифтовых базальтов по изотопным данным могут отражать участие древнего континентального источника, который фиксируется в магмах провинций Парана-Этендека. Его примесь в горячих точках Южной Атлантики можно объяснить поднятием глубинного, зонального плюма с границы ядро–нижняя мантия (Schwindrofska et al., 2016), либо просто термальным воздействием глубинного плюма на нижние части континентальной литосферы (Davies et al., 2015) в дораскольный этап и последующего поступления обогащенных расплавов в зону генерации рифтовых магм. Выявленная термальная аномалия вокруг Африки позволила Девису и соавторам высказать предположение о том, что большая часть горячих точек Южной Атлантики может быть связана с распространением Африканского суперплюма в его периферические части. В этом случае в пределах апикальных частей распространения обогащенных расплавов в сторону спрединговой зоны может формироваться обогащенная океаническая мантия, и при последующих перескоках осей спрединга возникает область повышенного плавления с возможным образованием горячей точки, расположенной вблизи спрединговой зоны. Особенно это типично для горячих точек, расположенных южнее разлома Агульяс (Шона, Дискавери, Буве), где зафиксирован четкий перескок оси ЮСАХ (Hoernle et al., 2015).

Выявленную геохимическую близость проявленных обогащенных компонентов в базальтах хр. Китовый, Рио-Гранде и поднятия Дискавери, на наш взгляд, логичнее объяснить процессом взаимодействия рифтовой зоны и горячей точки Тристан, формировавшей хр. Китовый при выплавлении магм. Проведенное экспериментальное моделирование процессов взаимодействия спрединговой зоны вблизи горячей точки (Грохольский и др., 2015) показало, что это сложный процесс, приводящий к тому, что вблизи хребта образуется аномально прогретая кора, а вне осевых зон на флангах хребта остаются внеосевые поднятия. Можно предположить, что обогащенные магмы горячей точки (тем более такой мощной, как Тристан) могли не только непосредственно проникать в область формирования толеитовых расплавов, но и мигрировать вдоль рифтовой зоны на значительные расстояния, в данном случае в период времени около 60–40 млн лет назад в южном направлении, с образованием около 40 млн лет назад структуры поднятия Дискавери.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

На основании данных детального петролого-геохимического изучения базальтов скв. 513а с возрастом около 38 млн лет показано, что их родоначальные магмы относятся к глубинному типу БСОХ ТОР-1, генерация первичных магм которых происходила на больших глубинах и при более высоких температурах, чем для типичных БСОХ Мирового океана, что характерно для сегментов СОХ вблизи горячих точек. Толеиты скв. 513а имеют сильно деплетированный состав, но в то же время характеризуются повышенными отношениями Ba/Nb, K/Nb, Pb/Ce по сравнению с типичными N-MORB и большинством деплетированных базальтов Южной Атлантики. Эти особенности объясняются вовлечением в процессы магмообразования более деплетированного астеносферного мантийного источника, чем DMM, и небольшой (около 3%) примесью обогащенного плюмового компонента Дискавери в источнике базальтов скв. 513а. Деплетированным составом источника и высокими степенями его плавления также объясняются в 1.5–4 раза повышенные содержания Cu, Ag и Au в базальтах скв. 513а по сравнению с современными толеитами Южной Атлантики и базальтами близлежащих горячих точек. На основании полученных данных можно предположить, что в процессе раскрытия Южной Атлантики на спрединговый магматизм ЮСАХ в районе 45–48° ю.ш. уже около 40 млн лет оказывала влияние горячая точка Дискавери. Эта горячая точка может быть дочерней для плюмовой системы Тристан, а ее возникновение и длительное влияние на спрединговый магматизм Южной Атлантики рассматривается как свидетельство обширного распространения влияния плюма Тристан.

Авторы выражают благодарность Дитеру Гарбе-Шёнебергу, Ульрике Вестернштроер (Университет г. Киль) и Марио Тёнеру (ГЕОМАР) за помощь в проведении аналитических работ на LA-ICP-MS и электронном микрозонде.

Работа выполнена при поддержке грантов РФФИ: №№ 15-95-2086, 16-35-60123.

×

About the authors

N. M. Sushchevskaya

Vernadsky Institute of Geochemistry and Analytical Chemistry of the Russian Academy of Sciences, Institute of Geochemistry and Analytical Chemistry of the Russian Academy of Sciences, Vernadsky Institute

Author for correspondence.
Email: nadyas@geokhi.ru
Russian Federation, 19, Kosygin street, Moscow, 119991

T. A. Shishkina

Vernadsky Institute of Geochemistry and Analytical Chemistry of the Russian Academy of Sciences, Institute of Geochemistry and Analytical Chemistry of the Russian Academy of Sciences, Vernadsky Institute

Email: nadyas@geokhi.ru
Russian Federation, 19, Kosygin street, Moscow, 119991

M. V. Portnyagin

Vernadsky Institute of Geochemistry and Analytical Chemistry of the Russian Academy of Sciences, Institute of Geochemistry and Analytical Chemistry of the Russian Academy of Sciences, Vernadsky Institute; GEOMAR Helmholtz Centre for Ocean Research

Email: nadyas@geokhi.ru
Russian Federation, 19, Kosygin street, Moscow, 119991; Kiel 24148

V. G. Batanova

Vernadsky Institute of Geochemistry and Analytical Chemistry of the Russian Academy of Sciences, Institute of Geochemistry and Analytical Chemistry of the Russian Academy of Sciences, Vernadsky Institute; University Grenoble Alpes, ISTerre, CNRS, IRD, IFSTTAR

Email: nadyas@geokhi.ru
Russian Federation, 19, Kosygin street, Moscow, 119991 ;F-38000, Grenoble

B. V. Belyatsky

Federal State Budgetary Enterprise "A.P. Karpinsky Russian Geological Research Institute"

Email: bbelyatsky@mail.ru
Russian Federation, 74, Sredny prospect, St. Petersburg,199106

References

  1. Арискин А.A., Френкель М.Я., Цехоня Т.И. (1990) Фракционная кристаллизация толеитовых магм при высоких давлениях. Геохимия (2), 172–187.
  2. Ariskin A.A., Frenkel M.Ya., Tsekhonya T.I. (1990) High-pressure fractional crystallization of tholeiitic magmas. Geochem. Int. 27(9), 10–20.
  3. Грохольский А.Л., Дубинин Е.П., Сенявин К.Т., Галушкин Ю.И. (2014) Экспериментальное моделирование взаимодействия горячей точки и спредингового хребта (на примере Юго- Восточного Индийского хребта). Жизнь Земли: землеведение, экология, геодинамика, музеология 34, 150–178.
  4. Дубинин Е.П., Галушкин Ю.И., Розова А.В. (2012) Оценка влияния горячих точек Кергелен и Амстердам – Сен-Поль на термический режим рифтовой зоны Юго-восточного Индийского хребта. Жизнь Земли: геология, геодинамика, экология, музеология 34, 4–24.
  5. Дубинин Е.П., Галушкин Ю.И., Сущевская Н.М. (2013) Спрединговые хребты и трансформные разломы. Мировой океан». Том I. Геология и тектоника океана. Катастрофические явления в океане (Под ред. Лобковского Л.И.). М.: Научный мир. С. 92–170.
  6. Меланхолина Е.Н., Сущевская Н.М. (2018) Тектоно-магматическое развитие континентальных окраин южной Атлантики и раскрытие океана. Геотектоника (2), 20–41. Melankholina E. N. and N. M. Sushchevskaya.
  7. Мигдисова Н.А., Соболев А.В., Сущевская Н.М., Дубинин Е.П., Кузьмин Д.В. (2017) Мантийная гетерогенность в районе Тройного Сочленения Буве по составам оливинов. Геология и геофизика 58 (11), 1633–1648.
  8. Пущаровский Ю.М., Пейве А.А., Сколотнев С.Г., Базилевская Е.С., Разницин Ю.Н., Ескин А.Е. (2011) Тектоника и железо-марганцевая металлогения Атлантического океана. М.: ГЕОС, 292 с.
  9. Сущевская Н.М., Коптев-Дворников Е.В., Мигдисова Н.А., Хворов Д.М., Пейве А.А., Сколотнев С.Г., Беляцкий Б.В., Каменецкий В.С. (1999) Особенности процесса кристаллизации и геохимии толеитовых магм западного окончания Африкано-Антарктического хребта (хребет Шписс) в районе тройного сочленения Буве. Российский журнал наук о Земле 1(3), 221–250.
  10. Сущевская Н.М., Дмитриев Л.В., Соболев А.В. (1983) Петрохимический критерий классификации закалочных стекол океанических толеитов. ДАН СССР 268 (6), 953–961.
  11. Сущевская Н.М., Мигдисова Н.А., Беляцкий Б.В., Пейве А.А. (2003) Образование обогащенных толеитовых магм в пределах западной части Африкано-Антарктического хребта (Южная Атлантика). Геохимия (1), 3–24.
  12. Sushchevskaya N.M., Migdisova N.A., Belyatskii B.V., Peyve A.A. (2003) Genesis of enriched tholeiitic magmas in the western segment of the Southwest Indian Ridge, South Atlantic ocean. Geochem. Int. 41(1), 1–20.
  13. Armienti P. and Longo P. (2011) Three-dimensional representation of geochemical data from a multidimensional compositional space. International Journal of Geosciences 2, 231–239.
  14. Batanova V.G., Sobolev A.V., Kuzmin D.V. (2015) Trace element analysis of olivine: High precision analytical method for JEOL JXA-8230 electron probe microanalyser. Chem. Geol. 419, 149–157.
  15. Class C. and le Roex A.P. (2007) Continental material in the shallow oceanic mantle - How does it get there? Geology 34, 129–132.
  16. Class C. and le Roex A.P. (2011) South Atlantic DUPAL anomaly — Dynamic and compositional evidence against a recent shallow origin. Earth Planet. Sci. Lett. 305, 92–102.
  17. Davies D.R., Goes S., Sambridge M. (2015) On the relationship between volcanic hotspot locations, the reconstructed eruption sites of large igneous provinces and deep mantle seismic structure. Earth Planet. Sci. Lett. 411, 121–130.
  18. Douglass J., Schilling J.-G., Fontignie D. (1999) Plume-ridge interactions of the Discovery and Shona mantle plumes with the southern Mid-Atlantic Ridge (40–55°S). J. Geophys. Res. 104 (B2), 2941–2962.
  19. Fodor R.V., Mukasa S.B., Sial A.N. (1998) Isotopic and trace-element indications of lithospheric and asthenospheric components in Tertiary alkalic basalts, northeastern Brazil. Lithos 43, 197–217.
  20. GeoRock // http:georoc.mpch-mainz.gwdg.de//georoc/
  21. Gibson S.A., Thompson R.N., Day J.A., Humphris S.E., Dickin A.P. (2005) Melt-generation processes associated with the Tristan mantle plume: Constraints on the origin of EM-1. Earth Planet. Sci. Lett. 237, 744–767.
  22. Golowin R., Portnyagin M., Hoernle K., Hauff F., Gurenko A., Garbe-Schönberg D., Werner R., Turner S. (2017) Boninite-like intraplate magmas from Manihiki Plateau require ultra-depleted and enriched source components. Nature Communications 8(14322), 1–10.
  23. Hart, S.R. (1988) Heterogeneous mantle domains: signatures, genesis and mixing chronologies. Earth Planet. Sci. Lett. 90 (3), 273–296.
  24. Hoernle K., Rohde J., Hauff F., Garbe-Schönberg D., Homrighausen S., Werner R., Morgan J.P. (2015) How and when plume zonation appeared during the 132 Myr evolution of the Tristan Hotspot. Nature Communications 6 (7799), 1–10.
  25. Hooft E.E.E., Brandsdottir B., Mjelde R., Shimamura H., Murai Y. (2006) Asymmetric plume-ridge interaction around Iceland: The Kolbeinsey Ridge Iceland Seismic Experiment. Geochem.Geophys. Geosyst. 7(5), 1–26.
  26. Humphris S.E., Thompson G., Schilling J.-G., Kingsley R.H. (1985) Petrological and geochemical variations along the Mid-Atlantic Ridge between 46°S and 32°S: influence of the Tristan da Cunha mantle plume. Geochim. Cosmochim. Acta 49, 1445–1464.
  27. Jarosewich E.J., Nelen J.A., Norberg J.A. (1980) Reference samples for electron microprobe analysis. Geostandards Newsletter 4, 43–47.
  28. Jenner F.E., Arculus R.J., Mavrogenes J.A., Dyriw N.J., Nebel O., Hauri E.H. (2012) Analysis of 60 elements in 616ocean floor basaltic glasses. Geochemistry Geophysics Geosystems 13(1), 1–11.
  29. Jochum K.P., Weis U., Stoll B., Kuzmin D., Yang Q., Raczek I., Jacob D.E., Stracke A., Birbaum K., Frick D.A. (2011). Determination of reference values for NIST SRM 610–617 glasses following ISO guidelines. Geostandards and Geoanalytical Research 35(4), 397–429.
  30. Jochum, K. P.; Stoll, B.; Herwig, K.; Willbold, M.; Hofmann, A. W.; Amini, M.; Aarburg, S.; Abouchami, W.; Hellebrand, E.; Mocek, B.; Raczek, I.; Stracke, A.; Alard, O.; Bouman, C.; Becker, S.; Ducking, M.; Bratz, H.; Klemd, R.; de Bruin, D.; Canil, D.; Cornell, D.; de Hoog, C. J.; Dalpe, C.; Danyushevsky, L.; Eisenhauer, A.; Gao, Y. J.; Snow, J.E.; Goschopf, N.; Gunther, D.; Latkoczy, C.; Guillong, M.; Hauri, E. H.; Hofer, H. E.; Lahaye, Y.; Horz, K.; Jacob, D.E.; Kassemann, S. A.; Kent, A. J. R.; Ludwig, T.; Zack, T.; Mason, P. R. D.; Meixner, A.; Rosner, M.; Misawa, K. J.; Nash, B. P.; Pfander, J.; Premo, W. R.; Sun, W. D.; Tiepolo, M.; Vannucci, R.; Vennemann, T.; Wayne, D. and Woodhead, J. D. (2006) MPI-DING reference glasses for in situ microanalysis: New reference values for element concentrations and isotope ratios. Geochem.Geophys. Geosyst. 7(2), 1–44.
  31. Kelley K.A., Kingsley R. and Schilling J-G. (2013) Composition of plume-influenced mid-ocean ridge lavas and glasses from the Mid-Atlantic Ridge, East Pacific Rise, Galápagos Spreading Center, and Gulf of Aden. Geochem.Geophys. Geosyst. 14(1), 223–242.
  32. Klein E.M., Langmuir C.H. (1987) Global correlations of ocean ridge basalt chemistry with axial depth and crustal thickness. J. Geophys. Res. 92(B4), 8089–8115.
  33. Le Roex A.P., Class C., O’Connor J., Jokat W. (2010) Shona and DiscoveryAseismic Ridge Systems, South Atlantic: Trace Element Evidence for Enriched Mantle Sources. J. Petrol. 51(10), 2089–2120.
  34. Le Roux PJ, le Roex AP, Schilling J-G (2002) MORB melting processes beneath the southern Mid- Atlantic Ridge (40–55° S): a role for mantle plume-derived pyroxenite. Contrib. Mineral. Petrol. 144, 206–229.
  35. Le Roux PJ, le Roex AP, Schilling J-G, Shimizu N, Perkins WW, Pearce NJG (2002) Mantle heterogeneity beneath the southern Mid-Atlantic Ridge: trace element evidence for contamination of ambient asthenospheric mantle. Earth Planet. Sci. Lett. 203, 479–498.
  36. Lee C.-T.A., Luffi P., Chin E.J., Bouchet R., Dasgupta R., Morton D.M., Le Roux V., Yin Q.-Z., Jin D. (2012) Copper systematics in arc magmas and implications for crust-mantle differentiation. Science 336 (6077), 64–68.
  37. Longerich H.P., Jackson S.E., Günther D. (1996) Laser ablation inductively coupled plasma mass spectrometric transient signal data acquisition and analyte concentration calculation. Journal of Analytical Atomic Spectrometry 11, 899–904.
  38. Luchitskaya M.V., Belyatsky B.V., Belousova E.A. and Natapov L.M. (2017) Composition and Geodynamic Setting of Late Paleozoic Magmatism of Chukotka. Geochem. Int. 55(8), 683–710.
  39. Ludwig W.J., Krasheninnikov V.A., Basov I.A., Bayer U., Bloemendal J., Bornhold B., Ciesielski P.F., Goldstein E.H., Robert C., Salloway J., Usher J.L., von der Dick H., Weaver F.M. and Wise S.W.Jr. (1983) Initial Reports of the Deep Sea Drilling Project, 71. Washington D.C.: U.S. Government Printing Office.
  40. McDonough W.F., Sun S.S. (1995) The composition of the Earth. Chem. Geol. 120, 223–253.
  41. Melson W.G., O’Hearn T., Jarosewich E. (2002) A data brief on the Smithsonian Abyssal Volcanic Glass Data File. Geochem. Geophys. Geosyst. 3 (4), 1–11.
  42. Muller R.D., Gaina C., Roest W.R., Hansen D.L. (2001) A recipe for microcontinent formation. Geology 29(3),
  43. –206.
  44. Muller R.D., Roest W.R., Royer J.-Y. (1998) Asymmetic seafloor spreading expresses ridge-plume interactions. Nature 396, 455–459.
  45. Murton B. J., Parson L.M. (1993) Segmentation, volcanism and deformation of oblique spreading centers: a quantitative study of the Reykjanes Ridge. Tectonophysics 222, 237–257.
  46. Ponomareva V., Portnyagin M., Pendea I.F., Zelenin E., Bourgeois J., Pinegina T., Kozhurin A. (2017) A full Holocene tephrochronology for the Kamchatsky Peninsula region: applications from Kamchatka to North America. Quaternary Science Reviews 168, 101–122.
  47. Richardson S.H., Erlank A.J., Duncan A.R., Reid D.L. (1982) Correlated Nd, Sr and Pb isotope variations in Walvis Ridge basalts and implications for the evolution of their mantle source. Earth Planet. Sci. Lett. 59, 327–342.
  48. Rohde J.K., Van den Bogaard P., Hoernle K., Werner R. (2013) Evidence for an age progression along the Tristan-Gough volcanic track from new 40Ar/39Ar ages on phenocryst phases. Tectonophysics 604, 60–71.
  49. Salters V.J.M., Sachi-Kocher A. (2010) An ancient metasomatic source for the Walvis Ridge basalts fluids. Chem. Geol. 273, 151–167.
  50. Salters V.J.M., Stracke A. (2004) Composition of the depleted mantle. Geochemistry Geophysics Geosystems 5(5), 1–27.
  51. Sauter D., Cannat M., Meyzen C., Bezos A., Patriat P., Humler E., Debayle E. (2009) Propagation of a melting anomaly along the ultraslow Southwest Indian ridge between 46°E and 52°20´E: interaction with Crozet hotspot? Geophysical Journal International 179, 687–699.
  52. Schilling J.-G., Thompson G., Kingsley R.H., Humphris S.E. (1985) Hotspot migrating ridge interaction in the South Atlantic: geochemical evidence. Nature 313, 187– 191.
  53. Schwindrofska A., Hoernle K., Hauff F. van den Bogaard P., Werner R., Garbe-Schönberg D. (2016) Origin of enriched components in the South Atlantic: Evidence from 40Ma geochemical zonation of the Discovery Seamounts. Earth Planet. Sci. Lett. 441, 167–177.
  54. Searle R.C., Keeton J.A., Owens R.B., White R.S., Mecklenburgh R., Parsons B., Lee S.M. (1998) The Reykjanes Ridge: structure and tectonics of a hot-spot-influenced, slow-spreading ridge, from multibeam bathymetry, gravity and magnetic investigations. Earth Planet. Sci. Lett. 160, 463–478.
  55. Siebel W., Becchio R., Volker F., Hansen M.A.F., Viramonte J., Trumbull R.B., Haase G., Zimmer M. (2000) Trindade and Martin Vaz islands, South Atlantic: isotopic (Sr, Nd, Pb) and trace element constraints on plume related magmatism. J. of South American Earth Sciences 13, 79–103.
  56. Sobolev A.V., Dmitriev L.V. (1989) Primary melts of tholeiites of oceanic rifts (TOR): Evidence from studies of primitive glasses and melt inclusions in minerals. Proceedings of the 28th International Geological Congress, 3, Washington, DC: IGS, 147–148.
  57. Sobolev A.V., Hofmann A.W., Kuzmin D.V. et al. (2007) The amount of recycled crust in sources of mantle-derived melts. Science 316, 412–417.
  58. Sun S.-S., McDonough W.F. (1989) Chemical and isotopic systematic of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes. Geological Society, London, Special Publications 42, 313–345.
  59. Tanimoto T., Zhang Y.S. (1992) Cause of low velocity anomaly along the South Atlantic hotspots. Geophys. Res. Letters 19, 567–1570.
  60. Thompson, G., Humphris, S. and Schilling J.-G. (1983) Petrology and Geochemistry Of Basaltic Rocks From the Rio Grande Rise, South Atlantic: Deep Sea Drilling Project Leg 72, Hole 516F. Initial Reports of the Deep Sea Drilling Project, vol. 72. U.S. Washington D.C.: Government Printing Office, 457–466.
  61. Ussami N., Chaves C.A.M., Marques L.S., Ernesto M. (2012) Origin of the Rio Grande Rise – Walvis Ridge reviewed integrating paleogeographic reconstruction, isotope geochemistry and flexural modeling. Geol. Soc. of London 369, 129–146.
  62. Wang Z., Becker H. (2015) Abundances of Ag and Cu in mantle peridotites and the implications for the behavior of chalcophile elements in the mantle. Geochim. Cosmochim. Acta. 160, 209–226.
  63. Webber A.P., Roberts S., Taylor R.N., Pitcairn I.K. (2012) Golden plumes: substantial gold enrichment of oceanic crust during ridge-plume interaction. Geology 41(1), 87–90.

Supplementary files

Supplementary Files
Action
1. Fig. 1. The position of the wells. 513a in the South Atlantic. Tectonic scheme of the South Atlantic according to the data (Pushcharovsky et al., 2011). 1 - Mid-Atlantic Ridge; 2 - rift zone of the Mid-Atlantic Ridge; 3 - the deepest parts of oceanic depressions (5000 m, in some places more); 4 - volcano-tectonic uplifts; 5 - faults. Figures show depressions: 1 - Argentine, 2 - Brazilian, 3 - Angolan, 4 - Cape, 5 - Agulhas. The letters on the diagram are faults: HL - Rio de Janeiro, RG - Rio Grande, M — Muri, MO - Montevideo, TK - Tristan da Cunha, G - Goff, AF - Agulhas Falkland, Sh - Shaka TSB - triple joint Bouvet; Мс - small spreading system Meteor; ranges: AmAh - American-Antarctic, AfAh - African-Antarctic 513a is shown with an asterisk.

Download (555KB)
2. Fig. 2 Composition of olivine from tholeitic basalts of SLE. 513a. (a – d) —Varifications of the contents of NiO, MnO, Al2O3, and CaO, depending on the forsterite component in olivines; (e) - variations of the 100 × Mn / Fe and Ni / (Mg / Fe) / 1000 ratios in olivines SLE. 513a. Fields marked fields of pyroxenite and peridotite sources in accordance with (Sobolev et al., 2007). For comparison, the compositions of olivines from basalts of depleted oceanic tholeiites (MORB) (Sobolev et al., 2007) and enriched basalts of the Bouvet triple-junction area (TSB) (Migdisova et al., 2017) are applied.

Download (624KB)
3. Fig. 3. Variations of the main components (in wt.% Oxides) in basalts and glasses SLE. 513a. For comparison, the composition of the glasses of oceanic tholeiites from 40–49 ° S is shown. Atlantic Ocean data (le Roux et al.,)

Download (480KB)
4. Fig. 4. The content of incompatible elements in quenching glasses SLE. 513a, normalized to the composition of the primitive mantle (Sun, McDonough, 1989). For comparison, the average composition of N-MORB (Sun, McDonough, 1989), the composition of ultra-trimmed VG612 glass (27.99 ° N, 8.01 ° W, 4000 m; Melson et al., 2002) are applied according to Jenner et al., 2012), compositions of N-MORB and Discovery-MORB types from the region of 40–55 ° S. Mid-Atlantic Ridge according to data (¬ Kelley et al., 2013; Jenner et al., 2012), selected according to the criteria from the work (Le Roex et al., 2002).

Download (350KB)
5. Fig. 5. The content of trace elements in glasses SLE. 513a in comparison with the composition of the glasses of oceanic tholeiites along the Mid-Atlantic Ridge between 40 and 55 ° S. The position of the well 513a is projected onto the modern ridge along the strike of the Agulhas-Falkland transform fault. The glass compositions according to the data (Le Roex et al., 2002; Kelley et al., 2013; Jenner et al., 2012). The geochemical groups of glasses and the field compositions of typical glasses of the normal type of basalt COX (N-MORB) are given according to (Le Roex et al., 2002).

Download (457KB)
6. Fig. 6. Systematics of Cu, Ag and Au contents in hardening basalt glasses SLE. 513a. For comparison, the compositions of all glasses of the Mid-Atlantic Ridge with MgO content> 7 wt.%, N-MORB glasses for the region of 40–55 ° S were deposited. Mid-Atlantic Ridge, ultraglazed VG612 glass (27.99 ° S, 8.01 ° W, depth 4018 m) according to work (Jenner et al., 2013). The composition of the depleted mantle (DMM) according to (Salters, Stracke, 2004).

Download (537KB)
7. Fig. 7. Isotopic variations of the magmas of SLE. 513a and South Atlantic tholeiites. 1 - Enriched components EM-I, EM-II, HIMU (Armienti, Longo, 2011) and (DM) - depleted mantle (Armienti, Longo, 2011); 2 - basalts of SLE 513a (data table. 4); glasses dredged in USAAH segments: 40–46 ° (3), 47–49 ° (4), and 49–54 ° S (5) (data from Douglass et al., 1999).

Download (385KB)
8. Fig. 8. Blending model for South Atlantic tholeiites. The relationships of the elements are normalized to the composition of the primitive mantle (Sun, McDonough, 1989). The composition of the glass of the South Atlantic of various types according to the data (Le Roex et al., 2002; Kelley et al., 2013; Jenner et al., 2012). The composition of the final members of the mixture: N-MORB according to (Sun, McDonough, 1989), UD-MORB - ultra-depleted MORB, corresponding to the composition of glass VG612 (Melson et al., 2002; Jenner et al., 2012), SHONA - the average composition Shona-MORB type enriched basalts (Le Roex et al., 2002), LOMU - the average composition of the LOMU-MORB type (Le Roex et al., 2002). The increased (Y / Nb) n ratios in most N-MORB basalts from the South Atlantic compared to the average N-MORB can be explained by the involvement of a more depleted mantle source than DMM, possibly a depleted source of basalt VG612, in the processes of magma formation. Increased Ba / Nb ratios can be attributed to an admixture of up to 3% by weight of the enriched Discovery component.

Download (336KB)
9. Fig. 9. Changes in the isotopic values of 206Pb / 204Pb and 207Pb / 204Pb in the magmas of the South Atlantic region, due to their origin from the influence of hot spots. The figure shows enriched sources (EM-I and EM-II) and DM on (Armienti, Longo, 2011); oceanic basalts from wells: SLE. 513a (black squares); the fields show the basalts of the Whale Ridge: 525a, 527–528, Rio Grande: 516a, Hoff Islands (Hoernle et al., 2015; Richardson et al., 1982; Salters, Sachi-Kocher, 2010), Discovery hikes (Schwindrofska et al ., 2016); glass 47–49 ° S JAHA (Douglass et al., 1999).

Download (214KB)

Copyright (c) 2019 Russian Academy of Sciences

This website uses cookies

You consent to our cookies if you continue to use our website.

About Cookies