Вираз плюмів у гравітаційному полі, аномаліях поверхні геоїда, будову земної кори і верхньої мантії

Рис. 4 Аномалії геоїда: вгорі – з розрахунком с расчетом розкладу на сферичні гармонікі от 2 до 10 степені (ізолінії через 25 м), в середині – те саме, розкладення від 11 до 36 степені (ізолінії через 5 м) (Marsh et al., 1988), внизу - за (Richards et al., 1993) (ізолінії через 25 м).

Як уперше відзначив У. Каула (1975), існують аномалії, «які не цілком укладаються в тектонічну схему земної кулі, - позитивні аномалії, пов’язані з виливами лав в областях (як на континентах, так і в океанах), віддалених від серединно-океанічних хребтів, океанічних жолобів і острівних дуг»(Кауль, 1975, с.224). У цьому плані типовий внутрішгьоплитовий мантійний плюм – Гавайські острови, є найяскравішим прикладом: тут на площі в 6,1 х 10⁶ км² відзначена середня позитивна аномалія у вільному повітрі 16 мГал. Близькі, практично ідентичні, значення аномалій (у вільному повітрі та ізостатичні) отримані У. Каула й для інших мантійних плюмів як внутрішньо-океанічних. Мантійні плюми досить чітко виражаються в аномаліях геоїда (рис. 3, 4). Ці аномалії повинні бути пов’язані з будовою літосфери під мантійними плюмами.

Свого часу потужна кора під Ісландією, що досягає 30 км, як і для всієї Брито-Арктичної провінції плато базальтів (Bott, Gunnarson, 1980), викликала деяке здивування, оскільки середня потужності океанічної кори становить близько 7 км. Прихильники фіксизму використовували цей факт як доказ існування кори континентального типу. Проте пізніше було встановлено, що для цілого ряду областей внутрішньоплитової магматичної активності в океанах характерна саме потужна кора: так під Гавайським плюмом потужність кори складає 18-19 км (Wessel, 1993a), під плюмом Маркізьких островів – 14 км (Caress et al., 1993). Явище нарощування потужності кори під мантійними плюмами отримало назву underplating (прим. Грачова.: в російській літературі аналогічного терміну немає – вперше російською мовою він був перекладений як «подслаіваніє», і може бути варто зберегти такий варіант перекладу) (українською - підшаровування). Детальні дослідження будови кори методом заломлених хвиль під плато островів Кергулен-Херд показали, що потужність кори (до 17 км) збільшується за рахунок 3 шару океанічної кори, причому швидкість поздовжніх хвиль у нижній частині цього шару підвищується до 7.4 км / с і вище (Chavris et al., 1995).

Швидкісний розріз кори під плато Кергулен-Херд аналогічний до розрізу під островами Ісландія та Гаваї й відображає, таким чином, загальну закономірність, властиву земній корі мантійних плюмів. Збільшення потужності кори і високі значення швидкостей сейсмічних хвиль у нижній частині кори є наслідком магматичної активності, в результаті якої відбувається солідіфікація розплавів і, як наслідок, нарощування (підшаровування) кори знизу. Однак ефект підшаровування простежується до значно більш глибоких горизонтів мантії, ніж границя М, як це було встановлено для стародавнього мантійного плюму трапової провінції р. Парани (VanDecar et al., 1995). Тут низкошвидкісна мантійна аномалія, що досягає в поперечнику до 300 км, простежується до глибини, принаймні, в 500-600 км. Цю низкошвикісну аномалію ми можемо розглядати як результат дефіциту щільності, пов’язаний з утворенням гігантської розшарованої інтрузії при затвердінні розплавленої речовини мантійного плюму.

Таким чином, механізм підшаровування (underplating) призводить в кінцевому підсумку до утворення структури, яку за аналогією з рифтовою подушкою (rift pillow) ми пропонуємо називати плюмовою подушкою (plume pillow). Те, що такі структури зберігаються протягом тривалого часу, можливо, протягом багатьох сотень млн. років, змушує засумніватися в тому, що рух літосферних плит відбувається по астеносфері. На думку автора, багато особливостей будови літосфери Балтійського щита (аномальні потужності кори до 50-55 км і високі значення швидкостей поздовжніх сейсмічних хвиль в нижній частині кори) знаходять логічне пояснення в явищі нарощування кори, пов’язане з древніми мантійними плюмами (Huppert, Sparks, 1988; Korja, 1991).

Особливості формаційного складу

Ця проблема раніше в літературі не піднімалася, хоча цілком очевидно, що без її обговорення і вирішення ідентифікація мантійних плюмів в геологічному минулому втрачає один з важливих ознак-показників.

Осадові формації мантійних плюмів, як й інших геодинамічних обстановок, утворюються під впливом двох головних факторів: тектонічної обстановки і кліматичних умов.

Розвиток мантійних плюмів в межах континентальної літосфери може накладатися на різні попередні тектонічні режими, що природно визначає дивергенцію ознак осадових формацій. Можна виділити два типових випадку – умови передрифтового і орогенного режиму.

Для передрифтового режиму (Грачов та ін, 1981; Грачов, Дев'яткін, 1997) характерні утворення формації кори вивітрювання і малопотужні континентальні відклади, склад яких визначається кліматом. В областях гумідного клімату розвинені озерні, алювіальні та озерно-алювіальні утворення, які можуть перешаровуються з відкладами мілководних епіконтинентальних морів. В областях аридного і семіаридного клімату переважають пролювіальні (відклади тимчасових потоків) і елювіально-делювіальні утворення, що фаціальної заміщають один одного як у вертикальному, так і в латеральному ряду. Їх потужність визначається першими десятками метрів.

Прикладами таких формацій у межах континентальної літосфери є райони південно-західного Прибайкалля (ранній міоцен) та Центральної Монголії, плато Ахаггар в Північній Сахарі, а для древніх провінцій плато-базальтів Декана і Карру близький характер формацій відомий з часу виділення педипленів в Південній Африці Лестером Кінгом на початку 50-х років і нещодавно був підкреслений К. Коксом (Cox, 1989).

У випадку розвитку плюмів в межах океанічної літосфери осадові формації через значний перепад рельєфу мають багато спільного з формаціями материкових окраїн. Данні глибоководного буріння дозволяють виділяти такі особливості таких формацій: різка зміна потужностей (від перших десятків до перших тисяч метрів) і фаціального складу відкладів (ODP leg ..., 1995). Виділяються вулкано-уламкові утворення, турбідіти і широка гама делювіально-пролювіальних відкладів (зсуви, обвали, включаючи сейсмогравітаційні утворення).

Осадові формації, окремо взяті, не можуть бути геологічними ознаками-індикаторами розвитку плюмів, проте в поєднанні з магматичними формаціями вони утворюють достатньо надійну основу для виділення мантійних плюмів в геологічному минулому.

Магматичні формації. Магматизм плюмів характеризується такими найважливішими ознаками:

1 – тріщинними виливами, що приводять до широкого розвитку плато-базальтів і щитових та лавових вулканів; звичайні рої базальтових дайок, простягання яких (на відміну від континентальних рифтів) не виявляє жодної закономірною орієнтування. Вулкани центрального типу та пірокластичні фації зустрічаються рідко, що відрізняє вулканізм мантійних плюмів від вулканізму гарячих точок, острівних дуг, активних околиць і орогенних областей. Кислі дифференціати не характерні і зустрічаються вкрай рідко.

Сумарний обсяг вилитих лав становить сотні тисяч - мільйони куб. км, а тривалість магматичної активності займає загалом декілька млн. років (табл. 3). Така висока магмапродуктівность, як зазначають Р. Уайт і Д. Маккензі (Whight, McKenzie, 1995), не може бути забезпечена плавлення на рівні літосфери, а вимагає привнесення матеріалу з більш глибоких горизонтів мантії.

Рис. 5 Діаграми AFM базальтів гарячих точок і мантійних плюмів (Грачев, 1987): а – диференційовані серії з розривом Делі гарячих точок, б – недиференційовані серії мантійних плюмів з чітко вираженим олівінових контролем. На врізці показана бімодальність розподілу SiO₂, CaO і DI для диференційованих серій гарячих точок.

2 - базальти мантійних плюмів за своєю петрохімічною специфікою належать до типу Fe-Ti базальтів, проміжних між лавами лужного та толеітового складу з феннерівським трендом диференціації, і в цьому плані базальти мантійних плюмів досить різко відрізняються від базальтів гарячих точок і рифтових областей (рис. 5, табл. 4).

Таблиця 3

Характеристика деяких фанерозойських провінцій плато-базальтів¹

Район	Площа, км2	Потужність, м	Вік
Р. Снейк	50 000		Q
Р. Колумбія	220 000	900	N1
Ефіопія	800 000	до 3500	P1
Сх. Гренландія	100 000	3000	P1
Індія	більше 1000000	2000	K2 –P1 (65-67млн. років)
р. Парана	1 000 000	До 1000	J3 (132-137 млн років)
Карру	До 1 000 000	400 - 1500	J
Сх. Сибір	2 500 000	700	P - T
Аравія	до 1 00000	до 2000	N1 -Q

Таблиця 4

Характер диференціації базальтів гарячих точок і мантійних плюмів (Грачев, 1987)

Гарячі точки
Острів	Головна тенденція петрохімічної мінливості (l фактор)	Вага l фактора %
Трістан-да-Кунья1 Те саме2 Азорські острови1 Те саме2 Терейра1 Тоф1 Те саме2 Св. Єлени1 Те саме2 Буветойя1 Те саме2 Ян-Майєн1 Мадейра2 Канарські острови2 Зеленого мису2 Острова Пасхи і Сала-і-Гомес Тортуга Вулкани Кілауеа, вершина Те саме, південно-західний рифт Те саме, північно-східний рифт Вулкан Мауна-Лоа, вершина Те саме, південний рифт Те саме, північно-східний рифт Реюньйон1	SiO2 Al2 O3 Na2O K2O MgO CaO FeO SiO2 K2O Na2O Al2O3 CaO MgO FeO TiO 2 Al2O3 K2O Na2O TiO2 MgO CaO SiO2 Na2O K2O CaO FeO MgO TiO2 SiO2 Na2O K2O CaO MgO TiO2 K2O Na2O Al2O3 SiO2 MgO CaO TiO 2 FeO SiO2 K2O Na2O Al2O3 CaO FeO MgO TiO2 Na2O K2O SiO2 Al2O3 MgO CaO SiO2 K2O Na2O Al2O3 CaO FeO MgO TiO2 K2O Na2O SiO2 TiO2 CaO MgO Al2O3 SiO2 K2O Na2O MgO CaO TiO2 Al2O3 Al2O3 K2O Na2O TiO2 CaO MgO SiO2 Al2O3 Na2O K2O CaO MgO TiO2 SiO2 Al2O3 Na2O K2O CaO MgO TiO2 Fe2O3 FeO SiO2 Al2O3 Na2O K2O CaO MgO TiO2 FeO Мантійні плюми Тихий океан K2O SiO2 Na2O Fe2O3 FeO TiO2 TiO2 K2O FeO Na2O CaO MgO Al2O3 Гаваї Al2O3 Na2O CaO TiO2 SiO2 MgO Al2O3 CaO Na2O SiO2 TiO2 MgO Na2O Al2O3 TiO2 K2O MgO FeO Al2O3 Na2O TiO2 SiO2 K2O MgO Al2O3 CaO Na2O SiO2 TiO2 MgO Al2O3 Na2O TiO2 SiO2 CaO MgO Індійський океан Al2O3 TiO2 CaO SiO2 Na2O MgO	62 79 46 71 53 63 75 63 78 51 82 51 47 64 67 53 59 67 69 58 62 69 59 70

1 - недиференційована серія

2 - диференційована серія

Рис. 6 Поля складів базальтів в різних сучасних геодинамічнихобстановках у площині осей 1 і 2 факторів (Грачев, 1987). 1 -серединно-океанічні хребти, 2 - області мантійних плюмів; 3 -внутрішньокеанічні острови; 4 - континентальні рифти; 5 -острівні дуги й активні материкові околиці; 6 - окраїнні моря.

Специфіка феннеровского тренда полягає в тому, що залишковий розплав збагачується титаном і залізом з одночасним зменшенням вмісту магнію, або кальцію, або алюмінію (або всіх трьох елементів разом) в порівнянні зі складом первинного розплаву. Базальт типових мантійних плюмів (о-ва Гаваї, Ісландія, Реюньйон та ін) мають сильно виражений повний феннеровський тренд диференціації, при якому вага I фактора досягає 75% (див. докладніше, Грачев, 1987). Якщо взяти представницькі вибірки базальтів таких гарячих точок як Ісландія, Гаваї, Реюньйон, Буве і Афар, які можуть розглядатися як еталонні, то узагальнений I фактор для них має наступний вигляд: Na₂O K₂O TiO₂ Fe₂O₃ / MgO CaO з вагою в 45% (табл. 4). На узагальненій факторній діаграмі базальтів різних геодинамічних обстанововок поле складу базальтів мантійних плюмів займає строго певне положення, злегка перекриваючись зі складами лав серединно-океанічних хребтів, внутрішньо-океанічних островів і континентальних рифтів (рис. 6). Як буде показано нижче, таке перекриття характерне і для ізотопних відносин Nd і Sr.

3 – базальти мантійних плюмів відрізняються високим вмістом MgO (понад 8%) і звичайною присутністю пікритів. У рідкісних випадках відзначається присутність базальтових коматіітів, які хоча і типові для раннього докембрійського магматизму, але зустрічаються і в лавах фанерозою (Grachev, Fedorovsky, 1981). Частка пікритів у загальному обсязі лав, як і магнезіальність самих пікритів, сильно варіюють не тільки від одного плюму до іншого, а й у межах окремо взятого плюму.

Чудовим прикладом у цьому плані є базальти Північно-Атлантичного плюму. У Зх Гренландії на пікритів припадає до 30-50% від загального обсягу лав, а вміст МgO сягає 15-30% (Gill et al., 1992), в той час як у східній частині плюму (Гебриди) на пікрити припадає менш ніж 5%, а вміст МgO становить 10-18% (Kent, 1995).

Більш того, судячи з чітко вираженого олівінового контролю, як вперше було встановлено для вулканітів о. Гаваї (Wright, 1966), можна припускати, що саме високомагнезіальні розплави є первинними для вулканічних серій мантійних плюмів. Нещодавно отримані перші прямі дані про те, що саме розплав такого складу утворюється при плавленні лерцолітової мантії мантійного плюму Хамар-Дабанского вулканічного ареалу на південно-західному фланзі Байкальського рифту (Грачев, 1998). Вивчення складу первинних розплавів мантійних плюмів о-вів Гаваї і Реюньйон виявило крім звичайних пікритів присутність і базальтових коматіїтів (MgO 16-18% і CaO / Al₂O₃1) (Соболєв, Никогосян, 1994).

За розрахунками, зробленими різними авторами (Albarede, 1992; Eggins, 1992; Watson, McKenzie, 1992), температура плавлення в мантії для утворення таких розплавів варіює в межах від 1450 до 1600°С, що узгоджується з незалежною оцінкою А.В. Соболєва та І.К. Нікогосяна (1994) для мантійних плюмів о-вів Реюньйон і Гаваї і Р. Гілла і ін (Gill et al., 1992) для Зх. Гренландії. Оцінка тиску для первинних розплавів сучасних мантійних плюмів різних районів, проведена тими ж авторами, дає величини від 25-30 до 40-50 кбар.

У порівнянні з глибинами генерації і температурою первинних розплавів базальтів серединно-океанічних хребтів і континентальних рифтів різниця у зазначених параметрах є суттєвою і становить для температури близько 200-250°С і для тиску 15-20 кбар. Іншими словами, як це неодноразово підкреслював Д. Маккензі із співавторами, температура в мантійному плюмі на 100-150°С перевищує температуру в астеносфері, що має неабияке значення для геодинаміки.

4 – розподіл рідкоземельних елементів (РЗЕ) є іншим важливою діагностуючою ознакою вулканітів гарячих точок (Schilling et al., 1983, 1992; Le Roex et al., 1983). Дуже важливими показниками є відношення (La/Sm)_N і (Ce/Yb)_N , які в базальтах гарячих точок мають значення понад 1,8 і 7 відповідно (Schilling et al., 1983, 1992; Le Roex et al., 1983).

5 – звичайна присутність в лавах мантійних плюмів ксенолітов шпінелевих і гранатових лерцолітов, а також дунітів, гарцбургітів як фрагментів мантійного речовини різного ступеня деплетированності (Глибинні ксеноліти ..., 1975, 1987; Basaltic ..., 1981 та ін.) Цей факт важливий по двох обставинах: перше – присутність ксенолітов ультраосновних порід у лавах свідчить про високу швидкість виносу розплавів на поверхню, тим самим ускладнюючи контамінацію розплаву літосферними компонентами, друге – вивчення складу і структури ксенолітов дозволяє судити про склад і стан речовини на глибинах зародження первинних розплавів (Ibid).

Отже, вулканізм мантійних плюмів має цілу низку спільних ознак, за якими він може бути ідентифікований. У той же час між мантійними плюмами різних регіонів і різного віку існують й відмінності. Так намічається певна просторова петрохімічна специфіка, властива плато-базальтам північної та південної півкуль (Magmatism ..., 1992; Menzies, 1992; Gibson et al., 1996; Melluso et al., 1995, див. докладніше нижче). Більш того, навіть у межах однієї вулканічної провінції варіації можуть бути суттєвими, наприклад, в базальтах р. Парани або Декана (Gibson et al., 1996; Melluso et al., 1995).