Partial Melting Features in Mantle Xenoliths of Spinel Lherzolites of Zhokhov Island, De-Long Archipelago, Eastern Arctic

Full Text

ВВЕДЕНИЕ

Остров Жохова расположен в восточной акватории Арктического бассейна и относится к архипелагу Де-Лонга, в центральной части которого установлены проявления внутриплитного магматизма, связанного, возможно, с молодым (0.4 млн лет) мантийным плюмом (Silantyev et al., 2004; Silantyev, 2019). По существующим представлениям вулканические острова архипелага Де-Лонга относятся к большой магматической провинции HALIP (Высокоширотная арктическая большая магматическая провинция – The High Arctic Large Igneous Province), включающей магматические комплексы мелового возраста, распространенные на огромной территории акватории Северного Ледовитого океана и прилегающих районов Сибири, Канады и Гренландии (Gaina et al., 2014). Лавы щелочных оливиновых базальтов и лимбургитов о-ва Жохова выносят к поверхности ксенолиты мантийных и коровых пород. Мантийные ксенолиты о-ва Жохова впервые были описаны в (Савостин и др., 1988). Как показали более поздние исследования, эти породы, являющиеся наиболее северным проявлением мантийного вещества в восточном секторе Азии, представляют древний (1.1 млрд лет) мантийный субстрат, обнаруживающий геохимические признаки неистощенной мантии: (La/Sm)_cn = 2.38; Sm/Nd = 0.217) (Богдановский и др., 1993; Silantyev et al., 2004). К ассоциации ксенолитов корового происхождения относятся зеленокаменно-измененные микрогаббро с возрастом 152 млн лет (³⁶Ar/⁴⁰Ar, Silantyev et al., 2004), а также кварциты и гранитогнейсы, циркон в которых имеет возраст 600–660 млн лет (U-Pb, Akinin et al., 2015). Неопротерозойский возраст гранито-гнейсов из коровых ксенолитов соответствует возрасту фундамента арктической акватории Чукотки и о-ва Врангеля, что может свидетельствовать об участии этих гранитоидов в строении корового разреза западного сектора континентального шельфа Восточно-Сибирского моря (Akinin et al., 2015).

Пять ксенолитов, отобранных из образцов щелочных базальтов о-ва Жохова, были изучены с помощью сканирующего электронного микроскопа (FEG SEM TESCAN MIRA3). Во всех изученных ксенолитах было установлено присутствие расплавных включений в виде стекла, которые послужили предметом изучения. Проведенное исследование было направлено на выявление возможных региональных и геодинамических факторов, влияющих на специфику процесса частичного плавления и минеральные превращения в мантийных ксенолитах о-ва Жохова.

МАТЕРИАЛ И МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЯ

Изученные образцы мантийных ксенолитов были отобраны во время двух полевых сезонов на о-ве Жохова, которые проводились в 1986 г. и 1988 г. в рамках совместной высокоширотной экспедиции ИО АН СССР и ГЕОХИ АН СССР (Савостин и др., 1988; Силантьев и др., 1991). Результаты проведенных полевых наблюдений показали, что о-в Жохова целиком сложен лавовыми покровами оливин-порфировых базальтов (рис. 1). В центральной, наиболее возвышенной части о-ва Жохова, увенчанной небольшой сопкой с характерными для вулканических построек эксплозивными формами рельефа, и к северу от нее распространены вулканические породы, представленные черными, красноватыми и ярко-рыжими разновидностями. В этом районе о-ва Жохова отмечаются обилие вулканического шлака и фрагменты вулканических бомб. По составу эти вулканические породы соответствуют лимбургитам. Во всех разновидностях базальтоидов о-ва Жохова фиксируются мелкие (размером не более 2 × 3 × 5 см) мантийные ксенолиты, которые резко выделяются на фоне темно-серых и черных вмещающих лав своим яблочно-зеленым цветом.

 

Рис. 1. Расположение островов архипелага Де-Лонга и о-ва Жохова в восточном сегменте континентального шельфа Арктического бассейна. На врезке – цифрами и пунктирными линиями обозначены маршруты, при проведении которых были отобраны изученные образцы. В районах маршрутов 1, 2, 4–6 обнажаются лавовые потоки щелочных оливиновых базальтов; маршрут 3 проходил на вершине сопки, сложенной эксплозивными породами, представленными лимбургитами. Красным незалитым прямоугольником обозначен район отбора изученных мантийных ксенолитов.

 

Вмещающие ксенолиты щелочные базальты о-ва Жохова по их минералогическим и структурным признакам можно разделить на три группы. К первой из них (наиболее распространенной) относятся пироксенсодержащие Ol-порфировые базальты, вкрапленники в которых представлены оливином, клинопироксеном и ортопироксеном, а в некоторых образцах и плагиоклазом. Вторую группу вулканитов составляют эффузивы, обнаруженные только в центральной части острова. Эти породы представлены Ol-порфировыми базальтами с редкими вкрапленниками клино- и ортопироксена. К третьей группе эффузивов о-ва Жохова относятся породы, сложенные вулканическим стеклом, в котором угадывается флюидальная текстура. В стекло погружены редкие вкрапленники оливина и пироксена. В работе (Silantyev et al., 2004) породы этой группы были отнесены к лимбургитам.

 

Рис. 2. (а) – обр. DLA-1; (б) – обр. DLA-3 с признаками перекристаллизации пироксена; (в) – обр. DLA-4, (г) – обр. DLZ-1, зона контакта ксенолита с вмещающим базальтом с образованием вторичного клинопироксена; (д) – обр. DLZ-2, зона контакта ксенолита с вмещающим базальтом с образованием вторичного оливина. Все изображения в поляризованном свете, николи скрещены. Spl – шпинель, Ol – оливин, Cpx – клинопироксен, Opx – ортопироксен.

 

Мантийные ксенолиты, присутствующие в базальтовых лавах о-ва Жохова, представлены шпинелевыми лерцолитами. Как следует из врезки на рис. 1, их образцы были отобраны в обнажении, сложенном оливиновыми базальтами. Ксенолиты характеризуются линзовидной формой и обладают идиоморфнозернистой структурой. Краевые части ксенолитов обнаруживают признаки высокотемпературной перекристаллизации, проявленной в образовании вторичного мелкозернистого оливина (рис. 2). Изученные в настоящей работе пять образцов шпинелевых лерцолитов характеризуются выдержанным минеральным составом и состоят из идиоморфного оливина (40–60%), орто- и клинопироксена (30–40%) с размерами зерен до 2–3 мм и идиоморфной шпинели размерами зерен до 1 мм. В петрографическом отношении изученные ксенолиты достаточно однородны и представлены классическими шпинелевыми лерцолитами. Вмещающими породами для всех пяти изученных образцов являются темно-серые слабо пористые оливиновые базальты.

Петрографическое изучение пород осуществлялось с помощью поляризационного микроскопа Olympus BX 51, а определение состава минералов и стекол в полированных шлифах проводилось с использованием сканирующего электронного микроскопа с полевым катодом (FEG SEM) TESCAN MIRA, оборудованного энергодисперсионным спектрометром ULTIM MAX 100 (Oxford Instruments) в ГЕОХИ РАН (Москва). Количественный анализ проводился при ускоряющем напряжении 20 кВ и токе зонда 1.4 нА при накоплении в спектре 10⁶–3 × 10⁶ импульсов. Обработка данных проводилась под программным управлением Aztec 5.0. В качестве стандартов использовались минералы и соединения элементов. Точность определения главных элементов составляла около 2 отн. %, порог расчетного содержания примесных элементов составлял 3σ. Для избежания потерь счета некоторых элементов, в частности Na, участки стекол анализировались на площадках размером около 10 × 10 мкм при их сканировании. Анализы некоторых участков систематически характеризовались низкими суммами (89–94 мас. %) при суммах на других участках 98–101 мас. %. Мы предполагаем, что заниженные суммы могут быть связаны с содержанием летучих компонентов, в частности H₂O или групп ОН⁻, хотя это предположение, безусловно, требует проверки спектрометрическими методами. Полученные аналитические данные свидетельствуют в пользу мнения, что метод ЭДС навряд ли применим для определения низких концентраций компонентов (Лаврентьев и др., 2015).

СОСТАВ РАСПЛАВНЫХ ВКЛЮЧЕНИЙ И ПРИЗНАКИ ПЕРЕКРИСТАлЛИЗАЦИИ МИНЕРАЛОВ В МАНТИЙНЫХ КСЕНОЛИТАХ О-ВА ЖОХОВА

Признаки перекристаллизации минералов в мантийных ксенолитах о-ва Жохова

Практически во всех работах, посвященных мантийным ксенолитам шпинелевых лерцолитов, выносимых к поверхности внутриплитными магматическими расплавами (например, Leeman, Ertan, 1998; Lustrino et al., 1999; Arai et al., 1995; Comin-Chiaramonti et al., 2009; Su et al., 2011; Wang et al., 2012; Ашихмин и др., 2018; Yudalevich, Vapnik, 2018), отмечаются признаки их перекристаллизации. Согласно цитируемым авторам, эта перекристаллизация отражает или декомпрессионное плавление материала ксенолитов по мере их транспорта, или его взаимодействие с вмещающим расплавом. Характерной особенностью перекристаллизации минеральных зерен внутри изученных ксенолитов, так же как в ксенолитах, упоминаемых в процитированных выше работах, являются губчатые (spongy) и ситовидные (sieve) структуры, развивающиеся в зонах перекристаллизации. Представительные анализы минеральных фаз мантийных ксенолитов о-ва Жохова приведены в табл. 1.

 

Таблица 1. Представительные ЭДС анализы основных минералов в ксенолитах (мас. %)

Компо ненты	Ol				Opx		Cpx										Spl
	DLA- 1	DLA- 3	DLA- 41	DLA- 42	DLZ- 1	DLZ- 2	DLZ- 13	DLZ- 14	DLZ- 23	DLZ- 24	DLA- 13	DLA- 14	DLA- 33	DLA- 34	DLA- 45	DLA- 46	DLZ- 27	DLZ- 28	DLA- 17	DLA- 18
SiO2	38.93	40.72	40.44	39.53	54.51	56.01	52.50	52.23	52.30	54.00	51.29	52.63	50.37	52.08	54.68	46.07	0.3	0.9	0.2	0.3
TiO2	‹0.1	‹0.1	‹0.1	‹0.1	0.1	‹0.1	0.4	0.4	0.4	0.4	0.3	0.7	0.5	0.5	0.2	3.79	‹0.1	0.2	0.3	0.8
Al2O3	‹0.1	‹0.1	‹0.1	‹0.1	4.17	3.51	6.21	3.80	5.84	1.97	6.22	3.99	7.05	3.76	0.86	6.53	59.09	51.59	51.37	43.92
Cr2O3	‹0.1	‹0.1	‹0.1	‹0.1	0.3	0.2	0.7	0.9	0.6	1.23	1.05	1.47	1.14	1.32	2.04	0.4	8.47	15.59	14.97	21.33
FeO*	17.47	9.93	12.71	16.63	6.26	6.72	2.68	2.88	2.62	3.38	2.86	3.08	3.37	3.20	3.73	7.35	9.05	10.08	11.15	13.44
NiO	0.2	0.3	0.2	0.2	‹0.1	‹0.1	‹0.1	‹0.1	‹0.1	‹0.1	‹0.1	‹0.1	‹0.1	‹0.1	‹0.1	‹0.1	0.5	0.3	0.4	0.3
MnO	0.4	0.2	0.2	0.3	0.2	0.2	0.1	‹0.1	‹0.1	0.1	‹0.1	‹0.1	0.1	0.1	0.2	‹0.1	‹0.1	‹0.1	‹0.1	‹0.1
MgO	42.08	48.43	46.81	43.24	32.93	33.71	15.06	17.40	14.75	18.69	15.67	17.10	16.02	17.55	19.00	12.64	21.71	20.58	20.46	19.04
CaO	0.2	0.1	0.2	0.2	0.7	0.4	20.26	21.02	20.69	20.04	18.77	21.12	19.46	20.57	18.63	22.02	‹0.1	0.3	‹0.1	‹0.1
Na2O	‹0.1	‹0.1	‹0.1	‹0.1	‹0.1	‹0.1	1.7	0.5	1.8	0.5	1.63	0.7	2.17	0.6	1.03	0.6	‹0.1	‹0.1	‹0.1	‹0.1
K2O	‹0.1	‹0.1	‹0.1	‹0.1	‹0.1	‹0.1	‹0.1	‹0.1	‹0.1	‹0.1	‹0.1	‹0.1	‹0.1	‹0.1	‹0.1	‹0.1	‹0.1	‹0.1	‹0.1	‹0.1
Сумма	99.29	99.93	100.56	100.11	99.26	100.78	99.97	99.16	99.27	100.50	97.89	100.93	100.23	99.58	100.28	99.68	99.16	99.63	98.96	99.17

Примечание. *Все железо представлено как FeO. ¹Новообразованный оливин из эндоконтактной зоны ксенолита с базальтом (рис. 8); ²новообразованный оливин из экзоконтактной зоны ксенолита с базальтом (рис. 8); ³первичный клинопироксен; ⁴новообразованный клинопироксен в каймах; ⁵новообразованный клинопироксен из эндоконтактной зоны ксенолита с базальтом; ⁶новообразованный клинопироксен из экзоконтактной зоны ксенолита с базальтом; ⁷первичная (не затронутая перекристаллизацией) шпинель; ⁸новообразованная шпинель из внешней каймы.

 

Губчатая структура, в строении которой вместе с мелкими выделениями стекла участвует новообразованный высокохромистый клинопироксен, близкий по составу к хромистому авгиту, отчетливо проявлена в обр. DLA-3 (рис. 3, табл. 1). В этом образце вторичный клинопироксен в реакционных каймах вокруг первичного клинопироксена обнаруживает, по сравнению с ним, более высокие содержания титана и хрома при более низких – алюминия и натрия (рис. 4).

 

Рис. 3. Перекристаллизация пироксена в обр. DLA-3 с образованием губчатой структуры в кайме, обрамляющей первичный клинопироксен и сложенной вторичным пироксеном.
 Здесь и далее изображение в обратнорассеянных электронах. Ol – оливин, Срх₁ – первичный клинопироксен, Срх₂ – вторичный клинопироксен.

 

Рис. 4. Вариации содержаний Al₂O₃ и Cr₂O₃ (а) и Na₂O (б) в клинопироксене из изученных шпинелевых лерцолитов при их перекристаллизации.

 

Рис. 5. Вариации содержаний MgO и CaO (а) и NiO (б) в оливине из изученных ксенолитов при их перекристаллизации.

 

Оливин в изученных ксенолитах при его перекристаллизации становится менее магнезиальным и, по сравнению с первичным оливином, характеризуется более низкими содержаниями СаО и NiO (рис. 5). В обр. DLZ-2 наблюдаются ситовидные каймы вокруг первичной шпинели (рис. 6). Вторичная шпинель в этих каймах обнаруживает более высокие содержания хрома и титана при более низкой магнезиальности по сравнению с первичной шпинелью (табл. 1; рис. 7).

 

Рис. 6. Перекристаллизация шпинели в мантийном ксенолите, обр. DLZ-2. Spl₁ – первичная шпинель, Spl₂ – вторичная шпинель, Ol – оливин, Gl – стекло.

 

Проявления реакций минералообразования, происходящих после захвата ксенолитов расплавом, связаны преимущественно с образованием вторичных минеральных фаз на границе (контакте) ксенолита и базальтового расплава. Наглядно эта перекристаллизация проявлена в обр. DLA-4, в котором в приконтактовой зоне ксенолита наблюдается перекристаллизация крупных зерен ортопироксена с образованием двух реакционных кайм: внутренней, состоящей из оливина, клинопироксена и стекла; и внешней – сложенной оливином, шпинелью, клинопироксеном и стеклом (рис. 8).

 

Рис. 7. Вариации хромистости и магнезиальности (а); содержание TiO₂ (б) в шпинели из изученных ксенолитов.

 

Оливин во внешней кайме отличается по составу от этой фазы, присутствующей во внутренней кайме, более высоким содержанием кальция и меньшей магнезиальностью (табл. 1, 2). По сравнению с пироксеном из внутренней каймы, пироксен во внешней кайме характеризуется более высокими содержаниями алюминия, кальция и титана при более низком содержании хрома и низкой магнезиальности. Шпинель во внешней зоне практически полностью замещена хромистым титаномагнетитом. Ранее подобное поведение шпинели в аналогичном случае было описано в (Wang et al., 2012).

 

Рис. 8. Перекристаллизация ортопироксена в зоне контакта мантийного ксенолита с вмещающим оливиновым базальтом, обр. DLA-4.

 

Близкие к описанным выше тренды изменения состава минералов, слагающих шпинелевые лерцолиты из мантийных ксенолитов о-ва Жохова, были представлены в работе (Никитина и др., 2023). К этому следует добавить, что указанные тренды минералообразования являются универсальной чертой для мантийных ксенолитов того же петрографического типа, что и ксенолиты о-ва Жохова, связанных с проявлениями внутриплитного магматизма. Подобные тренды перекристаллизации мантийных ксенолитов шпинелевых лерцолитов были установлены ранее в (Arai et al., 1995; Lustrino et al., 1999; Litasov et al., 2003; Ionov et al., 2005; Kovacs et al., 2007; Aliani et al., 2009; Su et al., 2011; Wang et al., 2012; Ашихмин и др., 2018).

Состав и происхождение стекол из мантийных ксенолитов о-ва Жохова

Во всех изученных ксенолитах было установлено присутствие расплавных включений, обнаруживающих значительные вариации состава, охватывающие широкую область на классификационной диаграмме (Na₂O + K₂O)–SiO₂ от фоидитов до трахитов (рис. 9, табл. 2).

 

Таблица 2. Представительные ЭДС анализы стекол в ксенолитах и контактовой зоне (мас. %)

Компоненты	DLZ- 1	DLZ- 1	DLZ- 2	DLZ- 2	DLZ- 2	DLZ- 2	DLA- 1	DLA- 1	DLA- 1	DLA- 1	DLA- 1	DLA- 3	DLA- 3	DLA- 3	DLA- 3	DLA- 3	DLA- 4	DLA- 4	DLA- 4	DLA- 41	DLA- 41	DLA- 42	DLA- 42	DLA- 43	DLA- 44
SiO2	54.10	53.14	67.50	56.7	55.93	50.17	66.42	63.60	61.00	57.09	48.95	59.73	58.88	56.76	55.81	54.54	61.44	58.77	50.37	50.82	47.14	54.19	52.58	64.91	58.91
TiO2	0.2	0.2	0.5	0.2	‹0.1	0.1	0.4	0.3	0.5	0.3	0.2	0.3	0.7	0.5	0.7	0.4	‹0.1	‹0.1	0.5	0.1	‹0.1	0.2	0.6	0.3	0.2
Al2O3	29.21	28.28	19.06	26.27	26.39	27.90	20.56	21.29	24.69	26.30	30.64	23.18	22.89	23.33	19.62	20.76	23.25	25.22	19.32	29.49	30.17	20.48	20.06	19.72	23.67
Cr2O3	‹0.1	‹0.1	‹0.1	‹0.1	‹0.1	4.80	‹0.1	‹0.1	‹0.1	1.53	0.9	‹0.1	‹0.1	‹0.1	0.3	0.1	‹0.1	‹0.1	0.4	‹0.1	‹0.1	‹0.1	‹0.1	‹0.1	‹0.1
FeO*	0.84	1.00	0.6	0.8	0.4	1.77	0.3	0.3	0.7	0.98	0.8	0.4	0.6	0.7	1.54	2.53	0.2	0.2	2.18	0.6	0.7	0.6	1.3	0.6	0.6
MgO	0.2	0.2	0.2	0.2	0.3	1.33	0.2	0.1	0.2	0.7	0.3	0.2	0.6	1.51	3.72	8.29	0.2	0.2	5.90	‹0.1	‹0.1	0.7	0.5	0.5	‹0.1
CaO	11.87	11.02	0.3	8.27	9.17	9.00	1.4	2.81	5.96	6.09	2.2	5.51	5.89	8.82	11.97	6.72	4.81	7.08	10.13	0.6	1.26	1.69	2.1	1.0	0.3
Na2O	4.65	4.92	6.23	6.43	5.64	5.00	6.88	7.19	7.77	7.32	13.48	7.51	7.35	6.26	5.88	5.39	8.03	7.16	8.80	16.58	16.34	0.1	0.3	6.8	‹0.1
K2O	0.3	0.3	5.95	0.5	0.3	0.2	4.47	3.06	0.8	0.6	1.93	0.9	0.95	0.5	0.5	0.5	0.9	0.5	19.98	1.53	2.59	13.11	11.17	4.28	15.95
Сумма	101.36	99.00	100.31	99.39	98.05	100.31	100.56	98.63	101.56	101.00	100.54	97.77	98.18	98.35	100.14	99.38	98.73	99.05	99.75	99.73	98.20	91.02	89.27	98.45	99.88

Примечание. *Все железо представлено как FeO. ¹Богатое Na стекло внутри ксенолита; ²богатое К стекло внутри ксенолита; ³стекло из внутренней каймы вокруг ортопироксена в зоне контакта ксенолита с базальтом (рис. 8); ⁴стекло из внешней каймы вокруг ортопироксена в зоне контакта ксенолита с базальтом (рис. 8).

 

Рис. 9. Вариации содержания (Na₂O + K₂O) и SiO₂ в стеклах из изученных шпинелевых лерцолитов.

 

Поля состава вулканических пород различной щелочности приведены по (Cox et al., 1979). Состав вмещающих изученных ксенолитов Ol-базальтов и лимбургитов о-ва Жохова приведены по (Silantyev et al., 2004). Составы стекол DLA-1, DLA-3, DLZ-1 и DLZ-2 измерены внутри ксенолитов. 1 – щелочные базальты, вмещающие мантийные ксенолиты, Канарские о-ва (Wulff-Pederson et al., 1999). Составы натровых (2) и калиевых (3) расплавных включений в мантийных ксенолитах, выносимых щелочными базальтами в различных регионах Земли (Coltorti et al., 2000).

При этом точки состава стекол, измеренных во внутренних частях ксенолитов, ложатся на тренд, соответствующий всему спектру вариаций состава вмещающих оливиновых базальтов (табл. 2). Как видно из рис. 9, точки состава стекол, присутствующих в зоне контакта ксенолита с вмещающими вулканитами или вблизи нее (в том числе внутри ксенолита), обр. DLA-4, располагаются значительно выше (по оси (Na₂O + K₂O)) относительно указанного тренда. Изученные закалочные стекла по составу могут быть отнесены к двум группам: натровой (Na₂O ≥ 4 мас. %) и калиевой, в которой при низком содержании натрия (Na₂O ≤ 0.3 мас. %) содержание K₂O варьирует от 10 до 16 мас. % (табл. 2, рис. 10).

 

Рис. 10. Вариации содержаний Na₂O и K₂O (а); Al₂O₃ и SiO₂ (б) в стеклах из изученных шпинелевых лерцолитов. Состав нефелина и лейцита приведен в табл. 2. Lct – лейцит, Nph – нефелин.

 

Стекла, присутствующие в изученных образцах, по характеру их локализации относятся к нескольким группам: 1) мелкие амебовидные формы в минеральных фазах (преимущественно в клинопироксене), слагающих ксенолиты; 2) интерстициальные (межзерновые) или жильные обособления в ксенолитах (рис. 12 и 3), мелкие выделения в реакционных зонах на контакте ксенолитов и вмещающих оливиновых базальтов (рис. 8 и 12).

 

Рис. 11. Вариации содержаний Na₂O, K₂O и Al₂O₃ (а) и Na2O, K₂O и SiO₂ (б) в изученных стеклах. Состав флогопита из мантийных шпинелевых лерцолитов приведен по (Yaxley, Kamenetsky, 1999). Составы нефелина и лейцита приведены в табл. 2.

 

Рис. 12. Положение в мантийных ксенолитах о-ва Жохова высококалиевых (амебовидные выделения в клинопироксене) и высоконатровых (обособления в интерстициях и жилах) стекол, обр. DLA-4.

 

Рисунки 10 и 11 демонстрируют вариации состава изученных стекол в зависимости от их локализации. Результаты сравнительного анализа вариаций состава стекол натровой группы, так же как их морфологические особенности, позволяют предполагать, что они были образованы при взаимодействии ксенолитов с магматическим расплавом, родительским для вмещающих оливиновых базальтов. Аномально высокое содержание K₂O в стеклах калиевой группы внутри ксенолитов и то обстоятельство, что, в отличие от стекол натровой группы, локализованных в межзерновом пространстве или в жильных обособлениях, они образуют разобщенные мелкие включения во вмещающих минеральных фазах, возможно, свидетельствуют о том, что эти стекла были образованы in situ при плавлении первичной калийсодержащей фазы, которой, возможно, являлся флогопит (рис. 11 и 12). По (Lustrino et al., 1999) возможная реакция, по которой происходит образование этих стекол, выглядит следующим образом: 0.9Cpx₁ + 0.5Spl₁ + 0.7Phl₁ = = 3.8Cpx₂ + 0.6Spl₂ + 0.1Ol₂ + 1.0K-melt (Стекло), где индексы 1 и 2 обозначают первичные и вторичные фазы соответственно. Подобный механизм образования калийсодержащих расплавов в мантийных ксенолитах шпинелевых лерцолитов описан во многих работах, посвященных изучению ареалов внутриплитного магматизма (например, Yaxley, Kamenetsky, 1999; Ашихмин и др., 2018). Следует заметить, что предложенная схема образования высококалиевых стекол в мантийных ксенолитах о-ва Жохова противоречит существующим сведениям о присутствии флогопита в мантийных шпинелевых лерцолитах преимущественно в виде интерстиций между зернами оливина и пироксена или жильных обособлений (например, Lustrino et al., 1999), в то время как в изученных образцах эти стекла образуют амебовидные формы внутри клинопироксена.

Для реконструкции механизма происхождения расплавных включений различного состава, установленных в мантийных ксенолитах о-ва Жохова, полезно рассмотреть соотношения между ними в различных участках внутри тела ксенолитов (см. выше) и в зонах их контакта с вмещающими оливиновыми базальтами. Очень наглядно подобного рода соотношения демонстрируют рис. 8 и 13, на которых представлена приконтактовая зона ксенолита, обр. DLA-4, в которой произошла перекристаллизация крупных зерен ортопироксена с образованием вокруг них реакционных кайм, в строении одной из которых (внутренней) участвует стекло натрового типа, в то время как другая (внешняя) сложена стеклом с высоким содержанием калия. Вмещающий ксенолит, обр. DLA-4, щелочной базальт вблизи области контакта, наряду с оливином и клинопироксеном, содержит зерна лейцита, нефелина и плагиоклаза андезин-олигоклазового состава (рис. 14, табл. 3).

 

Таблица 3. Представительные ЭДС анализы основных минералов из базальта (мас. %), обр. DLA-4

Оксиды	Ol		Cpx		Pl		Lct		Nph
SiO2	37.88	38.43	49.84	50.09	58.39	62.37	55.06	55.12	47.74	47.45
TiO2	‹0.1	‹0.1	2.27	2.25	‹0.1	‹0.1	0.1	0.1	‹0.1	‹0.1
Al2O3	‹0.1	‹0.1	4.91	4.80	25.77	23.65	23.25	23.32	32.46	32.35
Cr2O3	‹0.1	‹0.1	‹0.1	0.1	‹0.1	‹0.1	‹0.1	‹0.1	‹0.1	‹0.1
FeO*	22.36	22.48	7.43	7.54	1.03	0.4	0.3	0.2	0.7	0.8
MnO	0.5	0.6	0.2	0.2	‹0.1	‹0.1	‹0.1	‹0.1	‹0.1	‹0.1
MgO	38.22	38.46	13.19	13.42	‹0.1	‹0.1	‹0.1	‹0.1	‹0.1	‹0.1
CaO	0.3	0.2	21.41	21.51	6.14	5.01	0.2	0.1	1.23	1.25
Na2O	‹0.1	‹0.1	0.7	0.5	6.76	8.01	‹0.1	‹0.1	16.82	16.58
K2O	‹0.1	‹0.1	‹0.1	0.1	1.36	1.49	21.42	21.57	1.90	2.10
Сумма	99.26	99.74	99.89	100.48	99.45	100.93	100.32	100.43	100.89	100.50

*Все железо представлено как FeO.

 

Примечательно, что в ранней работе (Silantyev et al., 2004) при обычном петрографическом изучении щелочных оливиновых базальтов и лимбургитов о-ва Жохова присутствие в них лейцита и нефелина установлено не было. К этому следует добавить, что состав натровых стекол, расположенных внутри ксенолита вблизи зоны контакта в обр. DLA-4, воспроизводит стехиометрию нефелина (рис. 9, табл. 2) и, возможно, соответствует составу расплавных включений во вмещающем базальтоиде. Обе зоны перекристаллизации ортопироксена на контакте с вмещающими базальтами характеризуются четко выраженной губчатой структурой, причем внутренняя зона, по сравнению с внешней, – более мелкозернистая. Во внутренней зоне натровое стекло ассоциирует с оливином и высокохромистым клинопироксеном, а высококалиевое стекло во внешней – с оливином, менее хромистым клинопироксеном и хром-шпинелью. Cудя по существующим данным, подобные описанным выше реакционные зоны являются характерным признаком взаимодействия ксенолитов мантийных шпинелевых лерцолитов со щелочными базальтовыми расплавами (Arai, Abe, 1995; Yudalevich, Vapnik, 2018). Натровые стекла из внутренней, ближней к ортопироксену, каймы отличаются от калиевых стекол внешней каймы также более высоким содержанием SiO₂ (рис. 10 и 11), что согласуется с данными, приведенными в (Litasov et al., 2003; Miller et al., 2012) и свидетельствующими об образовании стекол с подобным составом при инконгруэнтном плавлении ортопироксена. В работе (Arai, Abe, 1995) предположено, что внутренняя зона, окаймляющая ортопироксен, образуется при реакционном взаимодействии этой фазы с магматическим расплавом по следующей схеме: ортопироксен + расплав (щелочной базальт) = оливин + + клинопироксен + обогащенный SiO₂ расплав. Аналогичными минералогическими и геохимическими чертами характеризуются внутренние реакционные зоны, установленные в мантийных ксенолитах о-ва Жохова. Таким образом, можно предполагать, что высоконатровые стекла в зонах контакта мантийных ксенолитов о-ва Жохова с вмещающими оливиновыми базальтами образовались при реакционном взаимодействии ортопироксена ксенолитов со щелочным базальтовым расплавом.

 

Рис. 13. Контакт ксенолита с базальтом, обр. DLA-4. Орх – ортопироксен ксенолита; 1 – внутренняя зона; 2 – внешняя зона; 3 – вмещающий базальт. Изображение в обратнорассеянных электронах.

 

В пользу этого механизма образования в ксенолитах о-ва Жохова стекол с натровой специализацией говорит отмеченное выше совпадение вариации параметров их состава с трендом вариации состава оливиновых базальтов, который отражает эволюцию их родительского расплава по мере его фракционирования. Интерпретация происхождения высококалиевых стекол из внешних реакционных зон, развитых по ортопироксену, нуждается в более комбинированном подходе. С. Араи и Н. Абэ (Arai, Abe, 1995) считают, что хромистая шпинель из внешней зоны перекристаллизации ортопироксена была образована из расплава, являющегося продуктом смешения обогащенного SiO₂ расплава из внутренней зоны с более примитивным щелочным расплавом. Близкая схема образования высококалиевых стекол в мантийных ксенолитах предложена в (Coltorti et al., 2000). Авторы цитируемой работы полагают, что образование высококалиевых стекол в мантийных ксенолитах шпинелевых лерцолитов отражает эволюцию состава щелочного силикатного расплава, ответственного за перекристаллизацию материала мантийных ксенолитов и имеющего на ранних этапах захвата ксенолитов натровую специфику, сменяющуюся позже на калиевую. В пользу этого механизма образования реакционной зональности, наблюдаемой на контакте ксенолитов о-ва Жохова с оливиновыми базальтами, говорит контрастный состав стекол внутренней и внешней зон вокруг ортопироксена и широкое распространение в базальтах контактовой зоны лейцита (табл. 2, рис. 14).

 

Рис. 14. Базальт, обр. DLA-4. Ol – оливин, Cрx – клинопироксен, Pl – олигоклаз, Lct – лейцит, Nph – нефелин. Изображение в обратнорассеянных электронах.

 

К этому следует добавить, что в изученных образцах установлено закономерное увеличение щелочности в стеклах по направлению от внутренних частей ксенолитов к их контакту с вмещающими вулканическими породами (рис. 9). В этом контексте то обстоятельство, что внутренняя (натровая) кайма на контакте ксенолита с вмещающим базальтом предшествует по времени своего образования более поздней – высококалиевой, также указывает на смену геохимической специализации расплава, участвующего в перекристаллизации ксенолита. Другим подтверждением правдоподобности схемы, предложенной в (Coltorti et al., 2000), следует считать установленную ранее смену в узком интервале времени геохимической специализации внутриплитного вулканизма о-ва Жохова в ряду оливиновые базальты (обр. DL-19: SiO₂ = 50.40 мас. %, Na₂O = 3.83 мас. %, K₂O = 1.67 мас. %; 5.62–0.53 млн лет) – лимбургиты (обр. DL-34: SiO₂ = 42.60 мас. %, Na₂O = = 4.00 мас. %, K₂O = 2.80 мас. %; 4.21–1.90 млн лет) (Silantyev et al., 2004). Следует заметить, что высокое содержание натрия и калия в реакционных зонах вокруг ортопироксена нельзя объяснить одним лишь механизмом его инконгруэнтного плавления (Auer et al., 2020). Существенный вклад в образование расплавных включений с высоким содержанием щелочей, согласно (Shaw, 1999; Auer et al., 2020), вносят процессы диффузии и смешения, происходящие в реакционной зоне и сопровождающие частичное плавление мантийных ксенолитов. Представленные выше данные о характере локализации и состава стекол в изученных ксенолитах шпинелевых лерцолитов позволяют предполагать, что контрастность состава двух зон перекристаллизации ортопироксена в обр. DLA-4 отражает эволюцию состава расплава, родительского для вмещающих щелочных базальтов по мере его транспорта к поверхности. В то же время об этом свидетельствуют тренды изменения состава закалочных стекол и характер их соотношений с трендами вариаций состава вмещающих оливиновых базальтов и лимбургитов.

ГЕОДИНАМИЧЕСКИЕ СЛЕДСТВИЯ

Ассоциация щелочных базальтов и выносимых ими мантийных ксенолитов, установленная на о-ве Жохова, в петрографическом и геохимическом отношениях очень напоминает аналогичный комплекс пород, распространенных в северо-западной части архипелага Шпицберген, расположенного в 2800 км к западу от островов Де-Лонга, в западном секторе континентального шельфа Арктического бассейна (Silantyev, 2019). Оба островных архипелага по существующим представлениям относятся к крупной магматической провинции HALIP (например, Gaina et al., 2014). Архипелаг Шпицберген, как и архипелаг Де-Лонга, расположен на внешней границе общего для них континентального шельфа по соседству со срединно-океаническим хребтом (СОХ): Арктический срединно-океанический хребет и хр. Гаккеля соответственно. В мировой системе СОХ хребет Гаккеля, как и Арктический срединно-океанический хребет, относятся к специфическому классу хребтов, характеризующихся ультранизкими скоростями спрединга (Dick et al., 2003; Pedersen et al., 2010). Три четвертичных вулканических центра архипелага Шпицберген (Сверрефьелл, Сигурдфьелл, Хальвданпигген), образованных в результате инициации в этом регионе активного внутриплитного магматизма, связанного, возможно, с деятельностью расположенной вблизи горячей точки Ермак, выносят к поверхности ксенолиты мантийных лерцолитов и нижнекоровых пород (Skjelkvale et al., 1989; Treiman, 2012). В мантийных ксенолитах архипелага Шпицберген фиксируются признаки частичного плавления, напоминающие установленные в настоящем исследовании (Ашихмин и др., 2018). Как и в случае о-ва Жохова, мантийные лерцолиты архипелага Шпицберген представлены породами с четкими признаками обогащения сильно несовместимыми элементами (Ionov, 1998; Ionov et al., 2002; Silantyev et al., 2004; Ашихмин и др., 2018; Ашихмин, Скублов, 2019). Данные, приведенные в (Ionov et al., 2002; Silantyev et al., 2004), указывают на то, что изотопный состав Sr и Nd в породообразующих минералах лерцолитов из мантийных ксенолитов островов Жохова и Шпицберген обнаруживает сходство. В то же время амфибол, отмеченный в лерцолитах архипелага Шпицберген, так же как предполагаемое присутствие флогопита в лерцолитах о-ва Жохова, свидетельствуют в пользу метасоматического преобразования мантийного субстрата в обоих регионах.

Геохимические и изотопные особенности вулканических пород архипелагов Де-Лонга и Шпицберген указывают на их связь с внутриплитным магматизмом, индуцированным мантийным плюмом. Щелочные базальты архипелагов Шпицберген и Де-Лонга перекрываются по возрасту: 1.61–0.86 млн лет и 5.62–0.53 млн лет соответственно (Treiman, 2012; Silantyev et al., 2004). Таким образом, можно предполагать, что плюмовый магматизм спровоцировал магматическую активизацию Арктической пассивной континентальной окраины России одновременно на ее западном и восточном флангах.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Результаты проведенного исследования позволяют сформулировать ряд выводов, способствующих развитию существующих представлений о различных аспектах мантийного магматизма в акватории современного Арктического бассейна и полезных для построения адекватных геодинамических моделей образования и эволюции крупной магматической провинции HALIP.

Образование в мантийных ксенолитах о-ва Жохова высоконатровых стекол связано с реакционным взаимодействием шпинелевых лерцолитов с магматическим расплавом, родительским для вмещающих оливиновых базальтов.

Высококалиевые стекла, присутствующие внутри мантийных ксенолитов, были образованы in situ при плавлении первичной калийсодержащей фазы, которой, скорее всего, являлся флогопит.

Образование в зонах контактовой перекристаллизации мантийных ксенолитов, контрастных по содержанию щелочей стекол, возможно, обусловлено эволюцией состава, ответственного за эту перекристаллизацию щелочного силикатного расплава, имеющего на ранних этапах захвата ксенолитов натровую специфику, сменяющуюся позже на калиевую.

Плюмовый магматизм спровоцировал магматическую активизацию крупной магматической провинции HALIP, расположенной в пределах Арктической пассивной континентальной окраины России, одновременно на ее западном и восточном флангах.

Благодарности. Авторы выражают признательность А.В. Гирнису и анонимному рецензенту за полезные замечания, которые позволили значительно улучшить содержание статьи, а также К.А. Лоренцу за помощь при обработке аналитических данных, полученных на электронном микроскопе TESCAN MIRA3.

Источники финансирования. Настоящее исследование осуществлялось за счет средств, выделяемых из бюджета на исследования в рамках госзадания ГЕОХИ РАН, ведущиеся по теме “Процессы, контролирующие образование и эволюцию литосферы Земли”.

About the authors

S. A. Silantyev

Vernadsky Institute of RAS

Author for correspondence.
Email: silantyev@geokhi.ru
Russian Federation, Moscow

D. D. Badyukov

Vernadsky Institute of RAS

Email: silantyev@geokhi.ru
Russian Federation, Moscow

A. G. Akhmetshin

Vernadsky Institute of RAS

Email: silantyev@geokhi.ru
Russian Federation, Moscow

E. A. Krasnova

Vernadsky Institute of RAS; Moscow Lomonosov State University

Email: silantyev@geokhi.ru

Geosciences Department

Russian Federation, Moscow; Moscow

References

Supplementary files