Идентификация плюмов по данным изотопной геохимии

(Плюмы и химическая геодинамика)

Химическая геодинамика как новый раздел наук о Земле (Zindler, Hart, 1986) зародилась на стыке глубинной геофизики и геохимии мантии. Ее объектом изучения являются базальты как прямые мантийные выплавки и глубинные ксенолиты, которые обычно присутствуют в щелочных оливиновых базальтах. Развитие химической геодинамики в последнее десятилетие привело к тому, что были установлены изотопно-геохимические показатели основных мантийных резервуаров (табл. 5), на основе которых возможно различать вулканизм горячих точек и мантийных плюмов (табл. 1 и 2).

Таблица 5

Oсновные мантийные резервуары (по данным изотопной геохимии)

	3He/ 4He(10-6)	40Ar/36Ar	87Sr/ 86Sr	143Nd/144Nd	206Pb/204Pb	Источник
PM	143	0.0001	0.699	0.50660	9.31	O’Nions,1984
BSE	>24		0.7047	0.512638		O’Nions,1984
PREMA	30		0.7035	0.5130	18.3	Zindler, Hart, 1986
PHEM	>24		0.7042-7052	0.51265-0.51280	18.5-19.0	Farlley et al., 1992
FOZO	>11		0.7030-0.7040	0.51280-0.51300	18.5-19.5	Hart et al., 1992
LM	40	384.6	0.7033	0.51180		Allegre et al., 1986
UM (MORB)	10.1	24800	0.702-0.703	0.5130-0.5133		Allegre et al., 1986
DM	6.5	21000	0.701-0.702	0.51320	18.24	Chauvel et al., 1992
EM	15		0.7220	0.5121		Hart et al,1984
HIMU	1		0.7029	0.5129	21.5	Zindler,1982
P	60	350				Kaneoka,1983
C	0.01	>10000	0.7093	0.5101		Азбель, Толстихин, 1988
A	1.399	295.5				Ozima, 1994

Cокращения:

PM - примитивная мантия (на время 4.5 млрд. лет)

BSE - однородный хондритовый резервуар (современный)

PREMA (Prevalent Mantle Composition) - наиболее примитвный состав мантии, сохранившийся с самой ранней стадии развития Земли

PHEM - (Primitive Helium Mantle) - примитивная гелиевая мантия

FOZO - нижняя мантия как результат дифференциации BSE

LM - нижняя мантия

UM - верхняя мантия

DM - деплетированная (истощенная) мантия

EM - обогащенная мантия

HIMU - обогащенная (U+Th/Pb) мантия, образовавшаяся в первые 1.5 - 2.0 млрд. лет

С - континентальня кора в целом

A - атмосфера

P - источник типа плюм (горячая точка)

Cостав продуктов плавления мантийного плюма (его изотопно-геохимические характеристики) может определяться следующими причинами:

1 – составом исходного вещества мантии

2 - составом первичного расплава,

3 – контаминацией коровым материалом (низко и высоко титанистые базальты р. Параны, базальты р. Колумбия и Фарерских о-вов с высоким содержанием кремнезема и высоким изотопным отношением Sr) как для плюмов в пределах океанической, так и континентальной литосферы

4 – различием в температуре плюма или в разных его частях для одного плюма

5 – различным составом флюида (мантийный метасоматоз)

6 – смешением состава первичного расплава с веществом астеносферы, океанической или континентальной коры

Как показывает изучение отдельных вулканических провинций, роль этих процессов в генерации родоначальных расплавов различна (Magmatism…, 1992; Melluso et al., 1995; Stewart, Rogers, 1996; Garland et al., 1996; Gibson et al.,1996; Volker et al., 1997 и др.). Поскольку существуют надежные данные об изотопно-геохимической гетерогенности в пределах отдельных вулканических островов, размеры которой определяются первыми десятками километров (Dupre et al., 1982; Grachev et al., 1994; Furman et al., 1995 и др.), то возникает вопрос о причинах ее обуславливающих: либо гетерогенность самого мантийного источника, либо избирательная контаминация расплава веществом коры и/или литосферы от места к месту, либо оба этих процесса накладываются друг на друга.

Прежде чем остановитьcя на этих различиях, следует отметить априори, что зарождение плюмов может происходить на разных глубинах, что следует из данных сейсмической томографии для ныне активных мантийных плюмов. Наиболее вероятными областями генерации плюмов являются разделы 670 км (Ringwood, Irifine, 1988; Wood, 1989; Morgan, Shearer, 1993 и др.) и слой D” на границе ядро-мантия. В этом случае состав продуктов плавления таких плюмов будет различаться прежде всего своими изотопными характеристиками ввиду разного состава исходного вещества.

Кроме того, учитывая, что размеры мантийных плюмов достигают 2000 км в поперечнике, источники плавления могут располагаться на разных глубинах в пределах отдельно взятого плюма. Далее сам плюм может находиться на разной стадии развития (разной глубине). Эти обстоятельства необходимо учитывать при сравнении эмпирических данных с модельными построениями.

Гетерогенность самого мантийного источника (плюма) достаточно уверенно установлена для Северо-Аталантического плюма, где по данным бурения вместе с наземными наблюдениями латеральная гетерогенность от центральной части плюма к его краевым частям не вызывает сомнений (Fitton et al., 1995; Magmatism…, 1992). В то же время здесь в хорошо изученных расслоенных магматических комплексах о-вов Скай и Рам признаки контаминации коровым материалом (льюисские гнейсы и амфиболиты) отчетливо выражены и хорошо изучены (Palacz, 1985; Palacz, Tait, 1985).

Контаминация материалом литосферы родоначальных расплавов в той или иной степени всегда сказывается на изотопно-геохимических признаках вулканический серий. Для вулканизма мантийных плюмов, развивающихся в условиях различной мощности литосферы, этот эффект тем значительнее, чем больше мощность литосферы, как например, для докембрийских щитов.

Наиболее интересные результаты в этом плане были получены при изучении платобазальтов формации Парана – Етендека (табл. 6) (Ruegg, Amaral, 1976; Bellieni et al., 1983; Fodor, Vetter, 1984; Garland et al., 1996; Gibson et al., 1996; Milner, Le Roex, 1996).

Таблица 6

Средние составы низко и высокотитанистых лав бассейна р.Параны (Gibson et al., 1996)

	1	2	3	4	5
SiO2	48.07± 2.85	41.02± 4.78	49.92	46.79	48.05
TiO2	1.77± 0.38	4.64± 1.57	0.88	2.64	1.19
Fe2O3*	10.32± 1.49	13.72± 2.03	10.81	13.61	11.58
MgO	7.05± 2.38	12.92± 6.89	8.00	8.00	10.38
CaO/Al2O3	0.72± 0.21	1.74± 1.07	0.68	0.67	0.82
La/Nb	2.01± 0.71	1.10± 0.34	1.61	1.56	0.68
Ti/Zr	42.75± 13	54.43± 19.44	61	85	109
Ti/Y	505± 102	897± 463	260	443	350
143Nd/144Nd	0.51182± 0.0001	0.51232± 0.0001	0.51220	0.51230	0.51306
87Sr/86Sr	0.7068± 0.0006	0.7050± 0.0005	0.7095	0.7055	0.7030

1,2 – раннемеловые низко- и высокотитанистые калиевые породы соответственно; 3,4 - то же, позднемеловые траппы; 5 – средний состав источника океанического плюма; Fe₂O₃^* как суммарное железо.

Для платобазальтов р. Параны характерны четко выраженные пространственные изменения в cодержании TiO₂, MgO, FeO_t и K₂O, типичные для феннеровского тренда дифференциации. Причина таких вариаций была неясна до проведения прецизионного изучения возраста и изотопных характеристик этой формации.

Если на начальном этапе исследований, исходя из K-Ar датировок, предполагалось развитие платобазальтов в течение длительного времени около 100 млн. лет (165-75 млн. лет), то новые определения изотопного возраста по методу ⁴⁰Ar-³⁹Ar, включая опробование скважин, выявили существенно меньший интервал – 10 –12 млн. лет (от 138 до 127 млн. лет) (Stewart et al., 1996; Garland et al., 1996), который все же почти на порядок превышает продолжительность развития платобазальтов по модели мантийных плюмов в 1-2 млн. лет (White, McKenzie, 1995). Более того, новые датировки выявили асинхронность вулканизма – первые и наиболее мощные его проявления начались в северной части бассейна Параны в интервале 138-132 млн. лет, а затем (133-127 млн. лет) происходит смещение вулканической активности к югу и востоку, когда излияния базальтов сопровождались извержениями небольших объемов риолитов. Формация Этендека в Зап. Африке относится к этому этапу. Наличие кислых дифференциатов сближает платобазальты Параны с аналогичными провинциями Эфиопии и Индии.

Особо следует отметить, что излияния базальтов Параны происходили практически без утонения литосферы (оценка параметра b лежит в пределах от 1 до 1.2-1.4) (Stewart et al., 1996; Garland et al., 1996), что не согласуется с моделью Уайта и Маккензи, согласно которой развитие мантийного плюма приводит к рифтогенезу (White, McKenzie, 1995). Эти данные вместе с характером синхронных осадочных формаций (платформенного типа) свидетельствуют о развитии платобазальтов Параны в условиях предрифтового тектонического режима.

Как выяснилось в процессе детальных изотопно-геохимических исследований (Gibson et al., 1996), вулканиты этих двух этапов по содержанию титана распадаются на две группы: низко- (TiO₂<2.5%) и высоко- (TiO₂>2.5%) титанистые калиевые базальты (табл. 6), подтверждая, таким образом, результаты тренд-анализа валового состава базальтоидов (Ruegg, Amaral, 1976). Из табл. 6 также следует, что высоко- и низкотитанистые базальты также четко различаются по содержанию МgO и изотопным отношениям Sr и Nd.

Если исходить из широко распространенной точки зрения о том, что трапповый магматизм связан с развитием мантийных плюмов (Magmatism…, 1992; White, McKenzie, 1995), то возникает проблема с объяснением появления низкотитанистых базальтов с низким содержанием магния. Как указывалось выше, такие породы не являются характерными для мантийных плюмов. Учитывая, что пространственная разобщенность платобазальтов с разным содержанием титана является общей чертой траппового магматизма Гондванских материков, можно придти к заключению, что такой характер магматизма является общей закономерностью. Однако именно эта закономерность находится в противоречии с составом базальтов типичных мантийных плюмов Северо-Атлантической провиции, о-ва Гавайи, Эфиопии и др. Отсюда следует вывод: либо развитие платобазальтов происходит без связи с мантийными плюмами (Anderson, 1992), либо такой закономерности надо найти объяснение.

Большинство исследователей (Hawkesworth et al., 1992; Garland et al., 1996 и др.) объясняют такие вариации разной степенью контаминации плюмом вещества континентальной литосферы Юж. Америки, которая в свою очередь отличается сильной гетерогенностью. Учитывая тот факт, что низко- и высокотитанистые базальты пространственно разобщены, следует предполагать существоание сильной гетерогенности литосферы до начала траппового вулканизма в бассейне р. Параны (Bellieni et al., 1984), как впрочем и в пределах базальтов Карру в Юж. Африке (Сox, 1983).

Не отрицая значения контаминации, альтернативное объяснение может быть сделано на основе неоднородности вещества самого плюма от его головной части до периферии. Для того, чтобы оценить роль каждого из этих факторов, необходимо знать, насколько сильно выражена изотопно-геохимическая гетерогенность в современных плюмах.

В начало

“Чистые” плюмы

Прежде чем дать обобщенную изотопно-геохимическую характеристику (портрет) виртуального мантийного плюма, рассмотрим данные по известным современным мантийным плюмам как внутриокеаническим, так и внутриконтинентальным, существование которых подтверждается сейсмической томографией. К ним относятся о-ва Гавайии, Реюньон, Буве, Исландия, треугольник Афар, юго-западный фланг Байкальского рифта (хр. Хамар-Дабан).

Как следует из данных табл. 7 и рис. 7, 8, 9, 10 и 11, современные плюмы характеризуются досточно широкими вариациями изотопного состава He, Sr и Nd. Из наиболее надежных индикаторов мантийных плюмов в первую очередь следует выделить отношение изотопов гелия.

Рис. 7 Диаграмма ³Не/⁴Не - ⁴⁰Ar/³⁶Ar для мантийных ксенолитов Евразии. Залитыми кружками показаны мантийные ксенолиты из различных Азии, незалитыми - то же для Европы (см. также табл. 10 и 11). LM - нижняя мантия, UM - верхняя мантия, C - континентальня кора, A - атмосфера.

Рис. 8 Диаграмма ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd -⁸⁷Sr/⁸⁶Sr для базальтов современных мантийных плюмов. Условные обозначения - см. табл. 5.

Рис. 9 Диаграмма ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd -⁸⁷Sr/⁸⁶Sr для базальтов мезозойских траппов. Условные обозначения - см. табл. 5.

Рис. 10 Диаграмма ³Не/⁴Не - ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr для базальтов современных мантийных плюмов и мезозойских траппов. Условные обозначения - см. табл. 5. 1- хр. Хамар-Дабан, 2 - Витимское плато, 3 - вулк. Балаган-Тас, Момский рифт, 4 - вулк. Северо-Восточной Азии (Устиева, Билибина и др.), 4 - о.Жохова.

Рис. 11 Диаграмма ³Не/⁴Не - ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd для базальтов современных мантийных плюмов и мезозойских траппов. Условные обозначения - см. табл. 5.

Рис. 7	Рис. 8	Рис. 9	Рис. 10	Рис. 11

Таблица 7

Не, Sr, Nd и Pb изотопные данные для базальтов современных, кайнозойских и мезозойских мантийных плюмов

	3He/ 4He(10-6)			87Sr/ 86Sr	143Nd/144Nd	206Pb/204Pb
Океанические
Исландия		30	0.7029-0.7034		0.51296-0.51317
Галапагосский центр спрединга		1.9-22.9	0.7026-0.7035		0.51290-0.513127	18.4-20.0
Гавайские о-ва
Мауна Лоа	24.1-27.4		0.70369-0.70375		0.51293	18.11-18.18
Хуалали	19.2-24.9		0.7037		0.51293	18.1
Мауна Кеа	10-20		0.70350-0.70370		0.51294-0.51301	18.17-18.55
Халеaкала	6.6 –16.8		0.70314-0.70387		0.51291-0.51310
Лоихи	42.8-44.8		0.70363-0.70376		0.51290-0.51296	18.31
О-в. Оаху			0.70326-0.70458		0.51267-0.51306
			0.70317-0.70412		0.51270-0.51306	17.91-18.2
о. Cамоa	10-22		0.7050-0.7070		0.5126-0.51275	19.0-19.1
о. Пасхи			0.7029-0.7032		0.51294-0.51303	19.4-19.6
о.Кергелен	7		0.7046		0.51278	18.85
о.Херд	до 18.3		0.7047-0.7050		0.51268-0.51273
Континентальные
Афар	3.4-15.0			0.7027-0.7042	0.51285-0.51315	18.0-19.1
				0.7032-0.7067	0.51260-0.5131	17.9-19.5
Байкальский рифт
Хамар-Дабан				0.70418-0.7045	0.51268-0.51285	18.0-18.12
Витим				0.70405-0.7042	0.51277-0.51284
Вулк.Балаган-Тас				0.70331-0.7035	0.51295-0.51301	18.55-18.6
о.Жохова				0.70320-0.7033	0.51294-0.51296
вулк. Северо-Востока Азии	2.5-18			0.70359-0.7045	0.51283-0.51290
Сев. Тянь-Шань				0.70405	0.51287-0.51330
Древние плюмы
Декан	3.1-13.9			0.7044-0.7093	0.51245-0.51282	18.4-19.3
Раймахал				0.7041-0.7064	0.51235-0.51287
Вост. Сибирь	1.4-12.7			0.7038-0.7052	0.51239-0.51278
Парана
TiO2>2.5%				0.7048-0.7078	0.51221-0.51251
TiO2<2.5%				0.7046-0.7160	0.51157-0.51215
Этендека				0.7044-0.7066	0.51262-0.51283	18.18-19.65
Карру				0.7049-0.7063	0.51202-0.51236	17.39-17.66

После открытия в 1969 г. на Земле первичного (планетарного) ³Не (Мамырин и др., 1969; Clarke et al., 1969) появилось большое число работ, подтвердивших существование высоких значений отношения ³Не/⁴Не, значительно превышающих атмосферное (³Не/⁴Не=1.4х10^-6) (Мамырин, Толстихин,1981; Азбель, Толстихин, 1988; Kyser, Rison, 1982; O'Nions, 1984 и др.). В результате изотопная система Не-Ar оказалось достаточно хорошо изученной и основные мантийные резервуары для Земли, известные на сегодня, включая данные по Sr, Nd и Pb, приведены в табл. 1, 5и 7.

Самым устойчивым из всех земных резервуаров является источник типа MORB, связанный со срединно-океаническими хребтами, который характеризуется практически постоянным отношением ³Не/⁴Не=11х10^-6). Наиболее высокие изотопные отношения гелия связаны с мантийными плюмами, где предполагается поступление слабо дегазированной мантии примитивного состава, плавление которой приводит к образованию базальтов гавайского типа (Anderson, 1985). В работе К.Фарли с коллегами (Farley et al.,1992) такой мантийный резервуар получил название PHEM (см. табл. 7 и рис. 10, 11).

Изотопия гелия и аргона традиционно изучалась преимущественно в породах базальтового состава (лавы океанических островов и океанического дна), которые хотя и являются мантийными выплавками, все же сильно отличаются по химическому составу от мантии (Kaneoka, Takaoka, 1980; Kaneoka et al., 1983; Kyser, Rison,1982; Porcelli et al.,1986; Poreda, Farley, 1992; Грачев и др., 1992а,б; Grachev et al., 1994).

Поэтому в поисках возможных, близких к первичным, изотопных отношений гелия и аргона, несомненный интерес представляют образцы ультраосновных ксенолитов, которые присутствуют в лавах щелочного состава как в пределах океанической литосферы (внутриокеанические острова), так и континентальной (главным образом, области рифтогенеза и предрифтового режима).

Наиболее изученными до недавнего времени оставались ультраосновные ксенолиты из базальтов Гавайских островов, в которых отношение³Не/⁴Не оказалось ниже, чем у вмещающих базальтов, поскольку сами ксенолиты являются кумулятивными образованиями. Более высокие изотопные отношения гелия, на порядок превышающие значения для атмосферы, были обнаружены в ультраосновных ксенолитах из базальтов островов Самоа (Poreda, Farley, 1992), однако и в этом случае ксенолиты имеют деплетированный состав. Изотопии гелия и аргона в ультраосновных ксенолитах из базальтов, развитых в пределах континентальной литосферы, посвящено небольшое число работ (Porcelli et al.,1986; Друбецой, Грачев, 1987; Dunai, Baur, 1995).

Как видно из табл. 7 и рис. 7, 10, 11 высокие изотопные отношения гелия характерны для мантии ряда районов Азиатского материка: юго-западный фланг Байкальского рифта, Тянь-Шань, Северо-Восток, Монголия, которые на этом основании могут быть отнесены к мантийным плюмам. В то же время мантия под Европейской частью Евразии имеет гелиевую метку, типичную для источника типа MORB или деплетированной мантии. Из этого следует вывод, что на сегодня не только изотопия гелия в мантийных породах Азии (ультраосновных ксенолитах в базальтах) изучена лучше, чем на других материках, но и в пределах самой Азии на этом основании можно выделить, по крайней мере, пять ранее неизвестных плюмов (Грачев и др., 1992а,б; Грачев, 1996, 1997, 1998а,б).

Что касается изотопии Nd и Sr, то современные мантийные плюмы (как океанические, так и континентальные), как это следует из табл. 7 и рис.8, 10 и 11 то, во-первых, поля их составов взаимно перекрывают друг друга, во-вторых, вариации составов в пределах отдельно взятых “чистых” плюмов весьма существенны. Так, изотопные отношения Nd и Sr в базальтах Гавайских островов объясняются смешением расплавов источника плюма (96-99%) и деплетированной мантии (Сhen, Frey, 1985; Frey et al., 1985), а данные рис. 11 говорят и о влиянии источника HIMU. Аналогичный вывод можно сделать и для базальтов Исландии, Галапагосского центра разрастания и треугольника Афар.

В результате можно придти к заключению, что отнесение к мантийным плюмам того или иного региона магматической активности в соответствии с приведенными выше данными требует комплексного анализа всего спектра изотопно-геохимических данных. Это связано с тем, что магматические расплавы, связанные с плюмами, особенно в пределах континентальной литосферы, практически всегда несут следы контаминации веществом литосферной мантии или коровым материалом, и в результате происходит смешение нескольких мантийных резервуаров (рис. 9). Так, например, низкотитанистые базальты, которые нетипичны для современных плюмов, но широко развиты, как уже упоминалось среди траппов Гондваны, возникают в результате плавления субконтинентальной литосферы под архейсками и нижнепротерозойскими кратонами этих регионов (Gibson et al., 1996).

В начало