Статьи²

/ Отдел Антарктики ВНИИО  /  Атлас ВСЕГЕИ  /  Галерея  /  Ссылки  / Об Авторе /

  Состав  и строение верхней мантии под островами архипелага Шпицберген (по результатам исследования глубинных ксенолитов)

Маслов В.А. 

Геолого-геофизические характеристики Арктического региона, СПб, ВНИИОкенгеология, 2002. Вып. 4. С.-Петербург, Россия

Щелочные базальтоиды, пользующиеся распространением  в различных районах мира, выносят на земную поверхность глубинные, мантийные включения. Ксенолиты являются прекрасным источником информации. Результаты исследований глубинных включений очень неплохо корреллируются с другими геолого-геофизическими данными. В нашем случае исследование ксенолитов вулкана Сверре позволяет определить состав  и элементы структуры литосферы, ее тепловой режим, глубины зарождения  магматических расплавов под островами архипелага Шпицберген. Изучаемый материал дает основу и для выяснения степени гетерогенности вещества верхней мантии в этом регионе.

Основные черты геологического строения района Вуд-фиорда.

Архипелаг Шпицберген расположен в крайней северо-западной части шельфа Баренцева моря. Большинство исследователей полагает, что восточные районы архипелага относятся к эпиархейской платформе, а остров Западный Шпицберген – к каледонской складчатой области. Области имеют шовный характер сочленения. Каледониды архипелага представляют собой крайнее северо-восточное, доступное непосредственному изучению, звено Северо-Атлантических каледонид. Характерной чертой современного структурного плана Шпицбергена является отчетливое блоковое строение. Границы между основными структурными элементами архипелага приурочены к зонам крупных разломов длительного развития преимущественно субмеридионального простирания. Описываемая территория является частью так называемого Девонского грабена для которого наиважнейшим этапом развития явился орогенный этап. В настоящее время не вызывает сомнений первоначальная принадлежность Британских и Скандинавских каледонид, каледонид Шпицбергена, Восточной Гренландии и Ньюфаундленда, несмотря на различия в их строении, к единому Северо-Атлантическому складчатому поясу, пережившему орогенез в девоне [23]. В геологическом строении района принимает участие комплексы метаморфических, изверженных, осадочных пород (рис. 1). Анализируя историю Каледонской геосинклинали на ее шпицбергенском отрезке, следует обратить внимание на то, что ее заложение здесь произошло намного раньше чем в Великобритании, Скандинавии, Гренландии – в раннем рифее, если не раньше.

Девонский грабен занимает центральную часть арх. Шпицберген к северу от Ис-фиорда. Вся история формирования этой структуры связана с крупнейшими, глубинными разломами, заложение которых, по-видимому, относиться к начальным фазам каледонского тектогенеза или к еще более ранним периодам геологической истории. С запада внутренний горст Девонского грабена ограничивается глубинным разломом (западнее описываемой области) протягивающимся от Реуд-фиорда через весь о. Западный Шпицберген. Восточной границей грабена является глубинный разлом Вейде-фиорда (с амплитудой около 4000 м.). Разломом субмеридионального простирания по линии Брейбоген – Бокк-фиорд современная территория грабена делится на две части: западную, представляющую относительно приподнятую часть, и восточную – наиболее опущенную. Вулканические постройки кайнозоя приурочены именно к региональному, глубинному Брейбогенскому разлому, заложенному еще на заключительной стадии байкальской складчатости или на начальных этапах каледонского тектогенеза.

Это нарушение наиболее важно в тектоническом смысле, т.к. является долгоживущим, глубинным разломом, именно оно контролировало бассейны седиментации на исследуемой территории (вертикальная амплитуда смещения в районе Бокк-фиорда около 1500 м. [19]). Брейбогенский разлом испытывал неоднократные активизации в постдевонское время. В частности в неогене оживление тектонических движений привело к формированию базальтовых покровов, а в четвертичное время к образованию вулкана Сверре, трубок взрыва Халвдан и Сигурд. В настоящее время активность территории выражается в наличии термальных минеральных источников.

В целом, в пределах архипелага выделяются базитовые комлексы, представленные тремя группами юрско-мелового, палеоген-неогенового, четвертичного возрастов. Юрско-меловые базиты представлены образованиями эффузивной и интрузивной фаций: базальтовыми покровами, находящимися лишь на Земле короля Карла, силлами и дайками долеритов и габбро – долеритов имеющимся в трех районах Шпицбергена. Подобная  картина свойственна  для юрско – меловых траппов, силлов, даек Земли Франца Иосифа. По Ю.П. Бурову средний юрско-меловой трапп следует относить к насыщенным толеитам, что определяется присутствием в нем нормативного кварца и гиперстена. Палеоген-неогеновые базальты располагаются на территории Земли Андре и представлены останцами, бронирующими вершины гор. Эти породы, от темно-серых до красно-бурых (в связи с окислением), делятся на анальцимовые, оливиновые базальты, плагиобазальты. Они являются производными оливин-базальтовой магмы. Четвертичный комплекс представлен образованиями трех вулканических построек – самый северный стратовулкан Сверре, затем трубки взрыва Халвданпигген и Сигурд. Возраст Сигурда – 2,7 млн. лет, Халвдана – 2 млн. лет, а Сверре 10 и 6 тыс. лет. Четвертичные базальты по своему составу относятся к производным щелочно – оливин – базальтовой   магмы. Четвертичный вулканизм претерпевает изменения и географически: с юга на север идет повышение щелочности пород и их омоложение – от Сигурда до Сверре.

Необходимо отметить, что юрско – меловой комплекс базитов имеет самый основной состав, а самый молодой вулкан Сверре наиболее щелочной – базаниты. Таким образом, происходит смена магматизма  в сторону повышения щелочности пород и их омоложения от юрско-меловых толеитов до четвертичных базанитов Сверре. Изменения от юрско-меловых базитов к четвертичным выражаются в трехкратной смене контрастных по химизму серий, принадлежащих различным типам исходных магм. Юрско-меловой комплекс основных пород распространен по всей территории архипелага, а также по всей Баренцевоморской провинции. Базальты палеогена-неогена приурочены  к раннедевонскому орогенному комплексу Земли Андре. Четвертичные вулканы располагаются в узкой и протяженной зоне – Брейбоген – Бокк-фиорд и тесно связаны с глубинным Брейбогенским разломом.

  Базаниты вулкана Сверре

Эффузивные породы, включающие и выносящие на поверхность мантийные ксенолиты вулкана Сверре, разными авторами именуются по-разному: базальтами и трахибазальтами [2], нефелиновыми базанитами [24], базальтами [22], щелочными нефелиннормативными базальтами [6], базальтоидами [10] и т.п. Столь широкий спектр наименований, использующихся для одной и той же эффузивной породы, требует конкретизации ее названия, особенно с учетом того обстоятельства, что, как мы покажем ниже, она характеризуется стекловатой и неполнокристаллической структурой основной массы. Для наименования эффузивных пород с такой структурой удобно воспользоваться диаграммами, рекомендуемыми «Классификацией магматических пород...»[8], основанными на химических составах. На диаграмме SiO₂ – (Na₂O+0.7 K₂O)  по Румянцевой Н.А. и «сумма щелочей – кремнезем» по К. Г. Коксу [8] фигуративные точки базальтоидов вулкана Сверре хорошо ложатся в поле тефритов и базанитов (рис. 2). На диаграмме А. Н. Заварицкого они располагаются в поле «нефелиновых базанитов» и «всех  базанитов». По нашим данным – это базаниты или лимбургиты – для стекловатых разновидностей базанита. По Заварицкому, такие разновидности, обладающие вкрапленниками оливина, клинопироксена, «совсем или почти совсем не содержащие полевые шпаты и фельдшпатиды, но всегда более или менее богатые стеклом, химический состав которого показывает, что указанные минералы не успели еще выкристаллизоваться», следует относить к аналогам эффузивных щелочных базальтов [7]. По «Классификации магматических пород...», лимбургит – синоним стекловатого базанита. Таким образом, в наиболее широком смысле данные породы являются базанитами.

Среди базанитов отчетливо выделяются несколько разновидностей (в частности и по степени раскристаллизованности), очень близкие по химическому составу, но различные по текстурно-структурным признакам. Это сильно пористая, стекловатая, темно-серая до черного разновидность базанита, имеющая гиалиновую структуру. Порода состоит из непрозрачного в шлифе, черного стекла, где среди него наблюдаются крупные, округлые поры, которые составляют около 50 % породы. Темно-серый, плотный лимбургит, обладающий витропорфировой структурой: редкие, мелкие вкрапленники оливина и клинопироксена в виде удлиненных или игольчатых кристаллов и стекловатая, основная масса. А также наиболее распространенный базанит от серого до темно-серого цвета. Для этой разновидности пород характерно присутствие порфировых вкрапленников оливина, пироксенов, реже плагиоклаза. Структуру породы можно определить как порфировую с витрофировой или микролитовой основной массой. Текстура миндалекаменная, пористая, реже массивная.

 Еще А.П. Буровым [2] было показано и подтверждается в настоящее время, что стекло базанитов потенциально содержит 20 – 25 % плагиоклаза, 12 – 16 % ортоклаза и нефелина 11 – 17%. Кроме того, о щелочном составе стекла говорит и его низкий показатель преломления (1.580).

Химический состав базанитов вулкана Сверре

Сравнение среднего состава базанитов вулкана Сверре с составом средних мировых базанитов (Классификация магматических пород..., 1997) свидетельствует  об их более щелочном характере (до 5.12 мас. % Na₂O) по сравнению с мировыми базанитами (до 3.55 мас. % Na₂O) и об их меньшей величине отношения CaO/MgO (0.8) по сравнению с последними (около 1). В этой связи нормативные составы базанитов вулкана Сверре обнаруживают относительно большие количества нормативного нефелина. На диаграмме Ne – F – Pl  нормативные составы базанитов вулкана Сверре, как и следовало ожидать, попадают в область тералитов («нефелиновых габбро»), что лишний раз свидетельствует о правильности выбора их названия.

Составы базанитов в принципе очень близки к составам нефелинитов. На « CIPW нормативной диаграмме Ne – Ab диаграмме», используемой для разделения нефелинитов и базанитов, базаниты отделяются от меланефелинитов границей 5% нормативного Ab, а от нефеленитов 20% границей нормативного Ne. На этой диаграмме базаниты вулкана Сверре (рис. 2) попадают в поле базанитов в пограничной области с нефелинитами. Отметим, что, учитывая хорошо известную геологическую ассоциацию нефелинитов с карбонатитами, с одной стороны, и большую близость составов базанитов и нефелинитов, с другой, можно предполагать, что ассоциация базанитов с карбонатитами столь же реальна, как и ассоциация карбонатитов с нефелинитами.

Ксенолиты в базанитах вулкана Сверре

Вещественному  составу мантийных включений в литературе уделено значительное внимание в работах отечественных и зарубежных  исследователей (Амундсен Х., Буров Ю.П., Геншафт Ю. С., Денисов Е.П., Дашевская Д.М.,  Кепежинскас В.В., Приходько В.С., Соболев Н.В., Уханов А.В., Шубина Н.А., Фюрнес Х. и др.). Заметно меньший интерес был проявлен к текстуре и структуре этих образований. Вместе с тем, описываемые мантийные ксенолиты демонстрируют достаточно широкий спектр структурных типов. Этот спектр отражает воздействие на ксенолиты целого ряда процессов: деформации, перекристаллизации, метасоматоза, плавления и других. Все они оказали на минеральный и химический состав этих горных пород то или иное влияние. Другими словами, изучение мантийных включений требует взаимосвязанного анализа структурных и вещественных признаков.  Это позволяет получить дополнительные  сведения о процессах их становления, а также составить более четкое представление о событиях, происходивших в мантии.

Мантийные ксенолиты вулкана Сверре, как и включения из других районов мира, по традиционной схеме, делятся на «зеленую» и «черную» серии. К первой, как известно, относятся перидотиты и пироксениты с характерной окраской, меняющейся от темно-зеленой до яблочно – зеленой, травянистой, имеющие парагенезис оливин, ортопироксен, клинопироксен, шпинель. Ко второй – черные пироксениты с ассоциацией – алюминиевый или титанистый авгит, оливин, шпинель, иногда ортопироксен, плагиоклаз (основываясь на возможном «немантийном» происхождении данной группы включений [9, 11, 27], «черные» пироксениты в данной работе не изучались). Мегакристовая и ксенокристовая ассоциация, представлена клинопироксенами – авгитом, бронзитом, а также ортоклазом, санидином, реже ортопироксеном и оливином.

Мантийные ксенолиты вулкана Сверре в подавляющем большинстве имеют форму трехосного эллипсоида. Ряд из них  имеют караваеобразную, овоидную или сфероидальную форму. Обломки мантийных включений в базанитах испытали процесс механической дезинтеграции (термин Н. Боуэна) в результате раскалывания и разобщения единых, крупных ксенолитов на более мелкие части, сцементированные как тончайшими магматическими жилками, так и более мощными прожилками базанитов. Как уже указывалось выше, в базанитах, по периферии крупных ксенолитов, наблюдаются микроксенолиты и ксенокристаллы; мегакристовая и ксенокристовая ассоциация, представлена клинопироксеном, ортопироксеном и оливином. Среди мегакристов, обращают на себя внимание крупные, черные кристаллы титан-авгита до 5 см, прозрачные зерна яблочно-зеленого оливина, редко – изумрудно-зеленого хромдиопсида, достигающие размеров 2 – 3мм. В базанитах, на контактах с ксенолитами, и в тонких прожилках внутри ксенолитов наблюдается  вулканическое стекло. Внутри ксенолитов оно присутствует как в виде самостоятельных каплевидных включений диаметром до нескольких мм, так и в виде пленочно-интерстициальной  фазы по границам зерен. На контактах с мантийными ксенолитами в базанитах наблюдаются многочисленные, в том числе крупные поры диаметром до 5 мм, что указывает на присутствие в этих зонах флюидной фазы в период  кристаллизации базанитов.

Текстура ксенолитов массивная, иногда полосчатая за счет струйчатого распределения хромшпинели и вытянутых капель вулканического стекла. Также сланцеватая или трахитоидная текстура. В мантийных включениях вулкана Сверре довольно отчетливо выделяются четыре структурных типа (I-IV), которые встречаются как в разных ксенолитах самостоятельно, так и в одном и том же ксенолите во взаимных переходах друг с другом, особенно если этот ксенолит обладает достаточно крупными размерами.

Структурные типы мантийных ксенолитов.

I тип.

По своему минеральному составу рассматриваемый тип ксенолитов соответствует шпинелевым гарцбургитам или близким к гарцбургитам оливиновым ортопироксенитам (40-55 % ортопироксена, 40-50 % оливина). Ортопироксен размером до 6 мм представлен энстатитом (Fs – 10 – 12 мол. %). Оливин содержит 8 – 11 мол. % Fa. Подобное содержание молекул Fs и Fa свойственно всем ксенолитам, что свидетельствует об относительном постоянстве состава этих минералов.

Структурный рисунок ксенолитов I типа определяется крупными зернами оливина  1 генерации и ортопироксена неправильной, полуугловатой формы, слагающими до 80 - 90 % его объема (рис.3). Оливин 1 генерации (1 - 6 мм) обладает волнистым погасанием, обнаруживает трещины скола, полисинтетические двойники скольжения (полосы излома), т.е. все признаки стрессовых деформаций. Не менее отчетливо эти признаки представлены в кристаллах ортопироксена, демонстрирующих характерное «веретеновидное» строение и деформационные ламмели. Межгранулярная, интенсивно трещиноватая масса, слагающая10 - 20 % породы, представлена мелкими и субидиоморфными зернами изометричного, полигонального оливина 2 генерации размером от 0.1 до 0.6 мм, зернами хром-диопсида, очень редко хромовой шпинели, карбонатных минералов и редко стеклом.

В отличие от оливина  1 генерации, оливин 2 генерации не проявляет признаков стрессовых катакластических деформаций. Он возникает при дроблении и перекристаллизации зерен оливина 1 генерации, а также ортопироксена. Реставрация полуугловатой или субидиморфной формы крупных зерен оливина 1 генерации и ортопироксена до идиоморфных ограничений позволяет представить себе крупнозернистую, изометрическую структуру ксенолитов I типа, подвергшуюся катаклазу.

Описываемый структурный тип ксенолитов вулкана Сверре, скорее всего, соответствует «протогранулярной» структуре Ж. Мерсье и А. Никола [29]. По сравнению с другими структурными типами в ксенолитах вулкана Сверре  I тип встречается редко.

II тип.

Структура ксенолитов II типа является наиболее распространенной, и она может быть определена как порфирокластическая. В основной массе, слагающей 70 – 85% объема породы, находятся крупные порфирокласты – реликты оливиновых и ортопироксеновых  зерен размером до 7 мм. В основной массе хорошо фиксируется полуугловатая обломочная форма зерен оливина и ортопироксена размером 1 – 2 мм. В основной массе присутствует хром-диопсид изумрудно-зеленого (до 15 %) и шпинель коричневого и буровато-зеленого цвета. В трещинах располагаются карбонатные минералы совместно со стеклом и рудными фазами. Главное отличие порфирокластической структуры II типа от структуры I типа состоит в том, что в ней уничтожаются признаки структуры первичной породы. Объем раздробленной массы доминирует над реликтами первичной структуры.

Термин «порфирокластическая структура» является наиболее употребительным для многих ксенолитов шпинелевых лерцолитов [29]. По своему количественно-минеральному составу II структурный тип ксенолитов вулкана Сверре соответствует шпинелевым лерцолитам и гарцбургитам.

III тип.

Эта структура особенно характерна для мелких включений (размером до 7 см) с яблочно-зеленым оттенком породы. Макроскопически она очень похожа на основную массу ксенолитов II типа, от которой ее отличает отсутствие порфирокластов, а также более мелкий размер зерен (рис. 3). Среди минералов ксенолитов III типа также можно выделить редкие полуугловатые зерна оливина 1 генерации, но не со столь крупными размерами, как в ксенолитах II типа. 1 генерация оливина составляет 10 – 20 %. Энстатит представлен зернами размером до 2 мм. Шпинель встречается в количестве 2-3 %. Порода демонстрирует типичную мозаичную, роговиковую,  гранобластовую структуру. По сравнению со структурами I и II типов, для III типа признаки катакластических деформаций проявлены в наименьшей степени, что, по всей видимости, связано с более высокой степенью перекристаллизации. По количественно-минеральному составу III тип ксенолитов соответствует шпинелевым гарцбургитам и лерцолитам. Описываемый тип ксенолитов вулкана Сверре соответствует гранулобластической структуре Б. Харта или «гранулярной» Ж. Мерсье и А. Никола.

IV тип.

Структура ксенолитов IV типа крайне своеобразна. Ее основу на 90% составляют небольшие зерна угловатой и полуугловатой формы катакластического генезиса (рис. 3). В этой обломочной массе (в среднем по данному типу) наблюдается стекло в количестве около 0.2 – 0.5 %. Хром-диопсид (до 70 %) изумрудно-зеленого цвета представлен удлиненно-призматическими зернами, размер которых колеблется от долей мм до 2 – 3 мм, определяя мелко-среднезернистый характер структуры ксенолитов IV типа. Под микроскопом он имеет изумрудно-зеленоватый оттенок, наблюдается отчетливая спайность. Очень редко встречаются зерна другой разновидности диопсида, они имеют более крупные размеры (до 5 мм) и несут следы структурных деформаций. Ортопироксен представлен редкими, крупными зернами (до 5 мм). Оливин – округлыми зернами двух генераций: крупных – 2-3 мм и мелких – доли мм. Структура гетерогранобластовая. По количественно-минеральному составу IV тип соответствует оливиновым вебстеритам.

Структура мантийных включений вулкана Сверре I типа, основу которой составляют крупные оливиновые и ортопироксеновые кристаллы, обнаруживает признак сланцеватости и катаклаза.. В отличие от структур I  и II типа гранобластовая структура ксенолитов III типа своим происхождением могла быть обязана контактовому воздействию базанитовой магмы. IV тип ксенолитов представляет собой наиболее измененный или наиболее «базанитизированный» тип переработки ультрамафитовых включений в базанитовом расплаве. Проявленность в ксенолитах вулкана Сверре процесса механической дезинтеграции, выразившегося в их распаде на более мелкие ксенолиты, микроксенолиты и ксенокристаллы, определяется процессами нагревания и взаимными химическими реакциями с магмой

В ультрамафических ксенолитах вулкана Сверре наблюдаются многочисленные признаки реакционного взаимодействия с базанитовой магмой, и в первом, приближении их можно подразделить на три группы:  

1. Присутствие в ксенолитах реакционных оторочек и признаков процесса наложенной перекристаллизации.  2.Появление в ксенолитах новообразованных минеральных фаз.  3.Наличие в ксенолитах стекол.

Важным признаком реакционных взаимоотношений ксенолитов и магмы являются реакционные клинопироксеновые оторочки. Они представлены микрозернистыми перекристализованными агрегатами с размером зерен 0.1 – 0.2, иногда с микролитами основного плагиоклаза среди стекла, с реакционными каймами клинопироксена на контактах ортопироксена, оливина и прожилков карбонатных минералов. Последние присутствуют во всех ксенолитах и проявлены в тонких трещинах на продолжении жилок вулканического стекла, либо встречаются самостоятельно, полностью выполняя трещины. Наиболее часто в II и IV типе встречены карбонатные стекловатые фазы, которые располагаются в виде цепочек концентрически зональных овоидов. Их зональность выражается в смене сферических полос от темно-коричневого до светло-серого цвета. По нашему мнению их образование является важным следствием карбонатного метасоматоза. С этим процессом связано образование хром-диопсида. Пространственная связь этого минерала с межгранулярной, трещиноватой, структурной частью ксенолитов, широко варьирующее количество (от 5 до 70 %), весьма неравномерное распределение и мелкие размеры – все это позволяет смотреть на этот минерал, как на вторичное метасоматическое образование. По нашим данным и данным других авторов, состав хром-диопсида сильно варьирует на фоне удивительного постоянства составов оливина и ортопироксена. По сходному сценарию в мантийных ксенолитах вулкана Сверре шло образование шпинели. В мантийных ксенолитах I – IV типов шпинель представлена 2 генерациями. Октаэдрические зерна темно-бурого цвета первой генерации размером до 0,5 мм заключены в оливине и ортопироксене. Коричневые и зеленовато-коричневые зерна шпинели второй генерации (до 5-6 мм), располагающиеся в межзерновых пространствах, обладают струйчатой, червеобразной, удлиненно-угловатой формой, со сложными очертаниями границ.