Проведено локальное U-Pb изотопное датирование цирконов, выделенных из различных пород гребневой зоны Срединно-Атлантического хребта и г. Картера (поднятие Сьерра-Леоне) в Центральной Атлантике. В обогащенных базальтах, щелочных вулканитах, габброидах и плагиогранитах обнаружены молодые цирконы, сформировавшиеся in situ, и древние цирконы, являющиеся ксеногенными для этих пород. В деплетированных базальтах и в перидотитах обнаружены только древние цирконы. Древние цирконы распространены в молодой океанической литосфере Центральной Атлантики повсеместно. Возраст молодых цирконов из пород гребневой зоны САХ варьирует от 0.38 до 11.26 млн. лет и последовательно увеличивается по мере удаления от осевой зоны хребта. Этот факт является еще одним доказательством спрединга океанского дна. При этом скорость полуспрединга, вычисленная по возрасту изученных цирконов, близка к скорости полуспрединга, рассчитанной по магнитным аномалиям. Возраст молодых цирконов с г. Картера (58 млн. лет) указывает время формирования вулканической постройки. Древние цирконы образуют протяженный полихронный ряд возрастов от 53 до 3200 млн. лет. На хронологической шкале цирконы с различным возрастом располагаются группами с квазипериодичностью около 200 млн. лет, временные интервалы которых приблизительно соответствуют времени глобальных эпох тектогенеза, имевших место в истории геологического развития Земли. Выделено несколько возрастных групп древних цирконов, объединяющих зерна с близкими морфологическими и геохимическими характеристиками: 1) призматические зерна позднепротерозойского-фанерозойского возраста (от 53 до 700 млн. лет) со слабо резорбированными гранями с хорошо сохранившейся или «просвечивающей» осцилляторной зональностью и с геохимическими параметрами, свойственными магматическим цирконам; 2) призматические зерна с возрастом 1811 млн. лет с сильно резорбированными гранями и ребрами с фрагментарной или «просвечивающей» осцилляторной зональностью и с геохимическими параметрами, свойственными магматическим цирконам; 3) овоидные и сильно резорбированные призматические зерна с хаотичной внутренней структурой с метаморфическими геохимическими параметрами с возрастным пиком около 1880 млн. лет. Проведенные исследования свидетельствуют о том, что древние ксеногенные цирконы из молодых пород гребневой зоны САХ захватывались расплавом или включались в тугоплавкий рестит, по-видимому, в подлитосферной мантии на уровне зоны магмогенерации (в астеносфере). Сделано предположение, что цирконы могли оказаться в мантии двумя способами: 1) неоднократно на протяжении геологической истории они кристаллизовались в астеносфере из мигрирующих через нее расплавов и 2) попадали в астеносферу вместе с блоками дезинтегрированной и делимитированной континентальной литосферы при расколе континентов более ранних, чем Гондвана. Полихронность древних цирконов, проявляющаяся даже в масштабе одного образца, может являться свидетельством активного перемешивания вещества на уровне астеносферы в результате периодически возникающих и разрушающихся разноплановых и разномасштабных внутриастеносферных конвективных и иных течений.

ВВЕДЕНИЕ

Определения возраста цирконов из ряда габброидов осевой зоны Срединно-Атлантического хребта (САХ), произведенные локальным изотопным U-Pb методом, показали, что они находятся в широчайшем временном диапазоне от архея до практически современного [Беляцкий и др., 2007; Бортников и др., 2008; Шулятин и др., 2008; Pilot et al., 1998]. Возможность обнаружения молодых цирконов (первые млн. лет) в породах осевой зоны САХ следует из теории спрединга океанского дна и к настоящему времени подтверждена U-Pb изотопным локальным датированием цирконов не только из габброидов [Бортников и др., 2008; Шулятин и др., 2008], но и из плагиогранитов [Бортников и др., 2005]. Присутствие же древних цирконов в породах из этой зоны противоречит имеющимся представлениям о генерации литосферы и механизмах спрединга. Сделанные в работах [Беляцкий и др., 2007; Бортников и др., 2008; Шулятин и др., 2008; Pilot et al., 1998] предположения о природе древних цирконов обращаются либо к более сложным, чем принято считать, тектоно-магматическим процессам, происходящим в недрах мантии океанов, либо к иным моделям строения и состава океанической литосферы.

Полученные результаты столь неожиданны, что у многих исследователей вызывают недоверие, приводящее к простому объяснению природы древних цирконов загрязнением монофракций циркона посторонними зернами в ходе лабораторного выделения цирконов. Тем не менее, проблема древних цирконов в молодых породах океана, затрагивающая область фундаментальных знаний о геологическом строении и развитии дна Мирового океана, не может оставаться без должного внимания.

В распоряжении авторов имеется обширная коллекция пород, драгированных в гребневой зоне САХ в Центральной Атлантике в ходе многолетних исследований этого региона на НИС «Академик Николай Страхов», «Академик Иоффе» и «Профессор Логачев». Это дало возможность подойти к проблеме древних цирконов в молодых породах более широко, чем прежде, сопоставив возрасты цирконов, выделенных не только из плутонических пород, но и из базальтов и ультрабазитов, драгированных не только в осевой зоне, но и за ее пределами, охватив несколько районов Центральной Атлантики с различным геологическим строением. Использовался каменный материал из района восточного сочленения трансформного разлома Зеленого Мыса с рифтом; центральной части сегмента САХ, заключенного между разломами Марафон и Зеленого Мыса; активных частей трансформных разломов Вима и Долдрамс; с г. Пейве, расположенной вблизи западного сочленения разлома Вернадского с рифтом; из рифтовой впадины Маркова, находящейся вблизи разлома Сьерра-Леоне; и с г. Картера, надстраивающей поднятие Сьерра-Леоне на востоке Центральной Атлантики (рис. 1).

МЕТОДИКА ИССЛЕДОВАНИЙ

Зерна циркона из представительных пород были выделены по стандартной методике с использованием электромагнитной сепарации и разделения в бромоформе. Для выделения цирконов отбирались крупные образцы весом 15-20 кг, за исключением диоритов и плагиогранитов, навеска которых составляла 0.5-1 кг. Эта процедура для большинства образцов осуществлялась в лаборатории минералогического анализа Геологического института РАН, но для плагиогранитов из сегмента САХ между разломами Зеленого Мыса и Марафон - в Центральной лаборатории ВСЕГЕИ.

Отобранные зерна цирконов были закреплены в шашке эпоксидной смолой вместе с зернами цирконовых стандартов TEMORA и 91500. Для выявления внутреннего строения цирконов использовались катодолюминесцентные изображения (CL), получаемые с помощью сканирующего электронного микроскопа CamScan MX2500.

U-Pb возраст цирконов был определен на вторично-ионном масс-спектрометре высокого разрешения SHRIMP-II в Центре изотопных исследований ВСЕГЕИ (г. Санкт-Петербург) в соответствии с методикой, описанной в работе [Williams, 1998]. Учитывая экстремально низкие концентрации радиогенных изотопов свинца в молодых цирконах, в стандартную методику были внесены изменения - увеличены диаметр пучка и время интегрирования некоторых изотопов. В процессе анализа измерялись следующие ионы при временах интегрирования: ¹⁹⁶Zr₂O - 2 с, ²⁰⁴Pb - 10 с, фон ²⁰⁴Pb - 10 c, ²⁰⁶Pb - 30 с, ²⁰⁷Pb - 40 с, ²⁰⁸Pb - 20 с, ²³⁸U - 4 с, ²⁴⁸ThO - 4 с, ²⁵⁴UO - 4 с. Интенсивность первичного пучка молекулярных отрицательно заряженных ионов кислорода составляла 4 нА, диаметр кратера - 40 мкм. Обработка полученных данных осуществлялась при помощи программы SQUID [Ludwig, 2000]. В качестве концентрационного уранового стандарта использовался цирконовый стандарт «91500» с концентрацией U = 81.2 г/т [Wiedenbeck et al., 1995], в качестве стандарта U/Pb отношений - цирконовый стандарт «Temora» c возрастом по ²⁰⁶Pb/²³⁸U = 416.75 млн. лет [Black, Kamo, 2003]. Значения возраста из измеренных величин отношений ²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb и ²³⁸U/²⁰⁶Pb, не скорректированных на обыкновенный свинец, получались в соответствии с методом, описанным в [Baldwin, Ireland, 1995]. В предположении о конкордантности цирконов строилась линия смешения между радиогенной и обыкновенной компонентами в координатах Терра-Вассербурга [Terra, Wasserburg, 1972]. Пересечение этой линии с осью ординат показывает отношение ²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb в обыкновенном свинце. В нашем случае это отношение задавалось значением ²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb = 0.836, что соответствует составу современного свинца [Stacey, Kramers, 1975]. Нижнее пересечение линии смешения с конкордией определяет возраст цирконов. Поправка на фракционирование ²³⁰Th в процессе роста циркона не вводилась ввиду значительного разброса Th/U отношений. Этот метод применялся для цирконов, возраст которых не превышал первые миллионы лет.

Для более древних цирконов скорректированные на обыкновенный свинец изотопные отношения ²⁰⁷Pb/²³⁵U - ²⁰⁶Pb/²³⁸U наносились на диаграмму Аренса-Везерилла с конкордией. Возраст цирконов был установлен по местоположению соответствующих измеренных параметров на линии конкордии (конкордантные возрасты). У некоторых зерен изотопные отношения лежат вне конкордии (дискордантные возрасты). Их возраст определялся по пересечению линии дискордии, построенной по нескольким зернам, с линией конкордии. Однако в некоторых случаях представлялось возможным определить возраст и для одного зерна путем аппроксимации его изотопных отношений на верхнее пересечение с линией конкордии.

МОРФОЛОГИЯ, ГЕОХИМИЯ И ВОЗРАСТЫ ЦИРКОНОВ ИЗ РАЗЛИЧНЫХ РАЙОНОВ ЦЕНТРАЛЬНОЙ АТЛАНТИКИ

Зона восточного сочленения трансформного разлома Зеленого Мыса с рифтом

Сегмент САХ, заключенный между разломами Зеленого Мыса и Марафон (рис. 2), характеризуется широким распространением наряду с деплетированными базальтами N-MORB типа обогащенных базальтов T- и P-MORB типов [Сколотнев и др., 1999; Соболев и др., 1992; Строение..., 1989; Dosso et al., 1991; 1993], что является свидетельством химической гетерогенности мантии на уровне зоны магмогенерации, вероятно, обусловленной примесью вещества плюма более глубинной мантии. В районе восточного сочленения разлома Зеленого Мыса с рифтом доминирующими породами являются разнообразные габброиды и ультрабазиты. Они образуют сложно построенный комплекс, в котором преобладают тектонические контакты между массивами этих пород [Перфильев и др., 1996; Сколотнев и др., 1999]. В то же время среди ультрабазитов наблюдаются жилы клинопироксен-плагиоклазового состава, видимо, представляющие собой апофизы магматических камер, заложившихся непосредственно среди ультрабазитов. Результаты глубоководного бурения дна [Leg 209, 2003] в этом районе показали, что ультрабазиты, имеющие реститовую природу [Пейве, 2002], представляют собой тектонически сорванные пластины верхней мантии, выведенные на поверхность дна по пологим глубинным срывам [Разницын, 2004; Cannat et al., 1997]. Свежие базальты пользуются небольшим распространением, они образуют отдельные поля на днище рифтовой долины, слагают верхние части разрезов некоторых рифтовых гор и углового поднятия, залегая поверх сложно построенного комплекса, сложенного ультрабазитами и габброидами [Сколотнев и др., 1999].

Из двух образцов свежих базальтов с неизмененным закалочным стеклом из коллекции пород, драгированных в этом районе, выделено небольшое количество зерен циркона. Образец S0908/14 - обогащенный афировый базальт - характеризует участок перехода рифтовой долины в нодальную впадину; образец S0334/3 - деплетированный плагиоклаз-порфировый базальт - поднят с западного борта рифтовой долины (см. рис. 2). Описание, состав и геохимические характеристики этих образцов приведены в работе [Строение..., 1989]. Координаты всех изученных образцов представлены в таблице 1.

В образце S0908/14 выделено около 10 зерен, среди которых присутствуют молодые и древние цирконы. Единственный циркон молодого возраста - 1.8±0.6 млн. лет (возраст определен по двум точкам) представлен удлиненно призматическим кристаллом (около 10×150 мкм) с гладкими гранями, с внутренней осцилляторной зональностью, конформной его ограничениям (рис. 3, а). Этот циркон характеризуется очень высокими концентрациями урана, умеренно высокими тория и умеренно низкими значениями отношения ²³²Th/²³⁸U (в дальнейшем Th/U). Возраст цирконов, концентрации урана и тория и значения отношения Th/U (в контексте данной статьи - геохимические характеристики, параметры), внешний облик зерен и характер их внутреннего строения отражены в таблице 2.

                        .    

Среди древних зерен встречено одно призматическое зерно с осцилляторной зональностью, оно имеет конкордантный ²⁰⁶Pb/²³⁸U возраст 293±9 млн. лет. Другие древние зерна либо призматической формы, но с сильно резорбированными гранями и ребрами, либо овоидные без следов кристаллографической огранки. Их внутреннее строение хаотичное с отдельными полосами либо они гомогенны (см. рис. 3, т). Во многих древних зернах при CL освещении на периферии видна светлая тонкая кайма (см. рис. 3, т). Среди этих цирконов удалось измерить конкордантые возрасты двух зерен: 1882±31 и 1971±23 млн. лет и дискордантный возраст еще для одного зерна - 2649±42 млн. лет.

Зерно молодого циркона, судя по наличию магматической осцилляторной зональности и величине отношения Th/U, близком к 0.5, кристаллизовалось из расплава [Corfu et al., 2003; Hoskin, Schaltegger, 2003]. Удлиненный габитус цирконов характерен для вулканитов, в которых их кристаллизация происходит очень быстро [Corfu et al., 2003]. Таким образом, все признаки указывают на то, что это зерно сформировалось in situ; его возраст, ожидаемый для базальтов из рифтовой долины САХ и, следовательно, характеризует возраст содержащей его породы. В то же время базальт с возрастом около 1.8 млн. лет, учитывая скорость полуспрединга для этого района, которая составляет около 1.3 см/год [Roest, Collete, 1986], должен был бы находиться на расстоянии около 23.5 км от оси спрединга. Примерно на этом расстоянии к западу от современной рифтовой долины, с днища которой взят образец S0908/14, располагается субпараллельная ей депрессия, надстраивающая к северу более южный сегмент рифта (см. рис. 2).

Следует отметить, что к югу от разлома Зеленого Мыса наблюдается последовательное смещение с юга на север рифтовых впадин на восток [Агапова и Шарапов, 1993]. В свете выше сказанного, очевидно, что смещение крайнего южного отрезка рифта, непосредственно прилегающего к разлому, произошло в результате сравнительно недавнего перескока оси спрединга к востоку примерно на 23 км в область коры с возрастом около 1.8 млн. лет.

Таким образом, геологические наблюдения и абсолютные датировки возраста циркона, по морфологическому облику, внутреннему строению и геохимическим характеристикам кристаллизовавшегося из расплава, однозначно свидетельствуют о молодости базальта, сформировавшегося в зоне аккреции океанской коры. В этом случае, очевидно, что цирконы с древними возрастами, присутствующие в этом базальте, являются ксеногенными зернами, захваченными базальтовым расплавом. Зерно с возрастом 293±9 млн. лет по всем признакам (призматическая форма, осцилляторная зональность, относительно высокие значения отношения Th/U) имеет магматическое происхождение. Другие древние зерна характеризуются особенностями, свойственными для зерен метаморфической природы: отсутствие огранки или сильная резорбированность граней, часто округлая форма, отсутствие зональности, очень низкие значения отношения Th/U, меньшие, чем 0.07 [Hoskin, Schaltegger, 2003].

В образце S0334/3 выделено около 10 зерен только древнего возраста, по морфологии, внутреннему строению и геохимии в основном схожих с древними цирконами образца S0908/14. Для трех зерен из этой выборки получены конкордантные возрасты: 1892±11, 2085±30 и 2477±44 млн. лет (рис. 4, а).

Центральная часть сегмента рифтовой долины между разломами Зеленого Мыса и Марафон

На данном участке рифтовая долина испытывает нетрансформное коленообразное смещение северного сегмента по отношению к южному на 20 км к западу (см. рис. 2). Область характеризуется широким развитием базальтов, среди которых преобладают обогащенные разности [Сколотнев и др., 1999; Соболев и др., 1992; Dosso et al., 1991; 1993]. Непосредственно к югу от зоны смещения западный борт рифтовой долины надстраивается горой, сложенной, главным образом, ультрабазитами и в незначительной степени габброидами, однако ее вершинная поверхность бронируется базальтами. В 30-м рейсе НИС «Профессор Логачев» с ее привершинной части на станции L30289 были подняты плагиограниты как в виде крупных обломков, содержащих большое количество ксенолитов габброидов, так и в виде прожилков в габброидах. Такие взаимоотношения между габброидами и плагиогранитами, скорее всего, говорят о том, что последние являются поздними дериватами расплава основного состава. Плагиограниты - лейкократовые, среднезернистые породы с редкопорфировой, гипидиоморфнозернистой структурой, в которых вкрапленники представлены роговой обманкой (1% объема породы). Основная масса образована мелкими идиоморфными кристаллами хлоритизированной роговой обманки (8-10%), призматическими зернами альбита и олигоклаза (58-60%) и округлыми - кварца (30%). В породах обильно развиты акцессорные минералы, составляющие 1-2% объема породы и представленные гранатом, сфеном, апатитом, цирконом, ортитом, ксенотимом и рутилом. Цирконы были получены из трех образцов плагиогранитов в количестве не менее 100 зерен в каждом.

В образце L30289/7 выделены только молодые цирконы. Это призматические идиоморфные кристаллы размером 200-300 мкм, обладающие осцилляторной зональностью, а также их обломки. Они характеризуются очень низкими содержаниями урана и тория (см. табл. 2). На некоторых зернах развита колломорфная кайма мощностью 2-5 мкм, для которой свойственны высокие концентрации урана и особенно тория. Возраст цирконов составляет 0.48±0.045 млн. лет (N = 9, или по 9 точкам). В образце L30289/7-1 выделены молодые и древние цирконы. Резко преобладающие молодые цирконы, аналогичные таковым в предыдущем образце, имеют возраст 0.38±0.13 млн. лет (N = 7).

Древние зерна охватывают большое количество как морфологических и структурных, так и геохимических разновидностей (см. табл. 2). Определены следующие конкордантные возрасты цирконов: 204±4, 394±12, 441±12, 1879±34 млн. лет (см. рис. 4, б). Выявлен также большой кластер из 9 зерен, 7 из которых располагаются на конкордии, а 2 зерна образуют дискордию, линия которой пересекает конкордию вблизи значения 1811±22 млн. лет, там, где располагается и основная группа зерен этого возраста. Все цирконы этого кластера близки друг другу, они имеют призматическую форму, сильно резорбированы, при CL освещении «просвечивает», или фрагментарно присутствует, осцилляторная зональность. Геохимические параметры близки к таковым у магматических цирконов. Определенной близостью обладают и цирконы фанерозойского возраста (204-441 млн. лет). Они призматические, слабо резорбированы, в большинстве из них сохранилась осцилляторная зональность, а геохимические характеристики близки к магматическим цирконам.

Одно из овоидных зерен (т. 15) оказалось отполированным в шашке таким образом, что большую часть его вскрытой площади занимает кайма, часто наблюдающаяся на поверхности древних зерен. Эта часть зерна бесструктурна и имеет существенно более светлую окраску при катодолюминисцентном освещении (см. рис. 3, л). Лишь в центре обнажается фрагмент внутренней части зерна, обладающей осцилляторной зональностью. Геохимические параметры внутренней части зерна соответствуют таковым у молодых цирконов из плагиогранитов; а у каймы они близки к таковым у метаморфических цирконов (см. табл. 2). Для внутренней части определен конкордантный возраст 2103±27 млн. лет, изотопные отношения каймы попадают ниже конкордии, но аппроксимируются в точку с этим возрастом (см. рис. 4, б). Отмеченные выше особенности строения, геохимии и изотопии зерна 15 указывают на то, что это древнее зерно претерпело воздействие со стороны расплава.

В образце L30289/8 также резко доминируют молодые цирконы (см. рис. 3, г) с возрастом 0.43±0.12 млн. лет (N = 11). Призматические зерна древних цирконов (см. табл. 2) образуют протяженный полихронный ряд с конкордантными возрастами: 448±10 (N = 2), 863±20, 987±32, 1025±29, 1085±33, 1208±27, 1375±41, 1628±27 млн. лет.

Таким образом, во всех трех образцах плагиогранитов встречены молодые цирконы. Если определить их возраст, построив линию смешения в координатах Терра-Вассербурга, использовав всю совокупность зерен из трех образцов (N = 27), то он составит 0.47±0.04 млн. лет (рис. 5, а), что находится в хорошем соответствии с возрастом дна, подсчитанным по скорости полуспрединга.

Активная часть трансформного разлома Вима

Разлом Вима - один из крупнейших трансформных разломов Центральной Атлантики, смещающий рифтовую долину САХ в районе 11° с.ш. на 320 км. На южном борту его разломной долины развит крупный поперечный хребет [Bonatti et al., 1994] (рис. 6). В ходе работ подводного аппарата «Nautile» на северном склоне этого хребта установлен разрез, соответствующий классическому разрезу океанической литосферы, но с тектоническими границами между отдельными слоями, снизу вверх: ультрабазиты (около 1000 м), габброиды (около 500 м), дайки долеритов (около 1000 м) и пиллоубазальты (200-800 м) [Auzende et al., 1989; Cannat et al., 1991]. Время тектонического становления хребта оценивается по возрасту амфиболитов, залегающих в подошве слоя габброидов, как 10±2 млн. лет назад [Honnorez et al., 1984]. В ходе 19-го и 22-го рейсов НИС «Академик Николай Страхов» было проведено несколько драгировок на поперечном хребте, приуроченных к нижнему ультрабазитовому слою литосферы. При этом наряду с ультрабазитами были получены габброиды, амфиболиты, разнообразные сланцы и милониты [Peyve et al., 2000]. В образцах часто наблюдались контакты между габброидами и ультрабазитами, имеющие как магматическое, так и тектоническое происхождение [Пейве и др., 2001]. Изучение габброидов показало, что они сформировались из деплетированных толеитовых расплавов типа N-MORB в магматических камерах небольших поперечных размеров, периодически возникавших среди ультрабазитов [Сколотнев, 2003]. Ультрабазиты имеют реститовую природу, вариации состава их минералов отражают вариации степени частичного плавления поднимающегося астеносферного мантийного диапира, периодически изменявшейся на протяжении последних 20 млн. лет [Bonatti et al., 2003].

Монофракция цирконов выделена из пегматоидных габбро (обр. S2221/63), драгированных на станции, расположенной вблизи восточного окончания поперечного хребта. Габбро сложено гигантскими кристаллами (1-3 см) клинопироксена и плагиоклаза, и по составу, и по геохимии оно близко к другим габброидам из этого района [Сколотнев, 2003]. Обычно пегматоидные габбро встречаются либо в жилах среди перидотитов, либо на контакте с ними. Получены только молодые цирконы (около 100 зерен), близкие к таковым из плагиогранитов (см. табл. 2). Их возраст - 9.13±0.79 млн. лет (N = 7) (см. рис. 5, б).

По всем параметрам данные цирконы кристаллизовались непосредственно в пегматоидном габбро. При этом возраст дна, откуда взят образец S2221/63 (в 128.6 км к западу от оси спрединга), оцененный по скорости полуспрединга, равной 1.36 см/год [Klitgord, Schouten, 1978], очень близок к возрасту цирконов, он составляет 9.94 млн. лет.

Зона трансформного разлома Долдрамс

Разлом Долдрамс принадлежит к серии из трех сближенных трансформных разломов: Архангельского, Долдрамс и Вернадского, разделенных межразломными хребтами (рис. 7). Это область распространения исключительно деплетированных базальтов, слагающих борта рифтовых долин и межразломные хребты. В разломных структурах и в зонах сочленения разломов с рифтовыми сегментами чаще встречаются ультрабазиты и габброиды, тесно ассоциирующие друг с другом [Строение..., 1991; Сколотнев и др., 2006]. Как показано в работах [Строение..., 1991; Bonatti et al., 1992], ультрабазиты имеют реститовую природу. Предпринятое для целей этой статьи изучение валового состава и геохимии габброидов, распространенных в этом районе, свидетельствует об их близости к большинству известных габброидов в Центральной Атлантике [Пущаровский и др., 2004; Сколотнев, 2003] и комплиментарности к составу развитых здесь базальтов.

Монофракции циркона выделены из крупнозернистого габбро-норита (обр. S0976/1) и серпентинизированного лерцолита (обр. S0969/1), драгированных с верхов медианного хребта, расположенного в активной части разлома Долдрамс, а также из свежего плагиоклаз-порфирового базальта (обр. S0654/3), поднятого из района восточного сочленения этого разлома с рифтом (см. рис. 7). Состав базальта приведен в работе [Строение..., 1991].

В габбро-норите, образованном клинопироксеном (около 40% от объема породы), ортопироксеном (10%), основным плагиоклазом (45-50%) и Fe-Ti рудным минералом (1-2%), помимо небольшого количества вторичных амфиболов и хлорита, имеются редкие зерна акцессорных апатита, циркона и сфена. Химический состав этого образца (например, TiO₂ = 0.36%, K₂O = 0.04%, P₂O₅ = 0.04%), величины отношений редких несовместимых элементов (например, (Nb/Zr)N = 0.72, (La/Sm)N = 0.56), а также характер распределения редкоземельных элементов подтверждают его происхождение из расплава деплетированного толеита N-типа MORB.

Из габбро-норита выделено около 50 зерен циркона, большинство из которых представляет собой обломки более крупных кристаллов, по всем параметрам близких к цирконам из пегматоидных габбро разломной зоны Вима. Их возраст - 11.26±0.85 млн. лет (N = 7) (см. рис. 5, в). Остальные зерна имеют древний возраст, они разнообразны и по геохимическим особенностям, и по морфологии (см. табл. 2). Определены следующие конкордантные возрасты: 53±2 (N = 2), 228±10, 2078±29, 2269±15 (N = 2) и 2409±10 млн. лет. Еще для одного зерна определен дискордантный возраст 1856±38 млн. лет (см. рис. 4, в).

Лерцолит, обладающий протогранулярной структурой, состоит из 70-75% зерен оливина, примерно на 80% замещенных серпентином, ортопироксена (15-20%), клинопироксена (около 5%) и шпинели (≤1%). В лерцолите (около 15 зерен) и базальте (около 30 зерен) выделены только древние цирконы (см. табл. 2). В лерцолите встречены призматические кристаллы с резорбированными гранями и овоидные зерна. В последних иногда ядра имеют слегка нарушенную осцилляторную зональность (см. рис. 3, у, ф). Их конкордантные возрасты: 436±10, 1137±28, 1667±24 (N = 2), 1794±21 (N = 2), 1874±8, 2047±53 (N = 3) млн. лет (см. рис. 4, г). Еще у одного зерна дискордантный возраст - 2238±16 млн. лет.

В базальте древние цирконы имеют облик, внутреннее строение и геохимические характеристики, как и у цирконов из ультрабазита (cм. рис. 3, м, о, с). У части зерен также наблюдается центр с отчетливо выраженной осцилляторной зональностью и периферия с неупорядоченным строением (см. рис. 3, о). Определены следующие конкордантные возрасты: 248±11 (N = 3), 332±10, 601±16 (N = 2), 1857±33, 2078±14 (N = 2), 2523±18, 2654±26, 2721±28 млн. лет (см. рис. 4, д). Также выявлен кластер из 4 зерен с возрастом 1917±14 млн. лет, 2 из которых располагаются на конкордии, а 2 образуют дискордию, линия которой пересекает линию конкордии в этой точке. При аппроксимации изотопных параметров еще одного зерна на линию конкордии получается возраст 3200±28 млн. лет. Это самое древнее из определенных зерен овоидной формы, по отношению Th/U (0.10) оно близко к метаморфическим цирконам. В зерне с возрастом 248±11 млн. лет (см. рис. 3, м) (т. 7) выделяется центральный участок неправильной формы, заключенный в периферийную часть, в свою очередь, частично перекрытую тонкой существенно более светлой каймой. Периферия и центр одного или близкого возраста, но имеют разноплановое неупорядоченное внутреннее строение и различаются по величине значения Th/U, оно более близко к метаморфическим цирконам (0.23) на периферии и к магматическим цирконам (0.54) в центре.

Возраст цирконов призматического габитуса с гладкими гранями из образца габбро-норита по всем параметрам характеризует время кристаллизации породы и должен быть близок к возрасту того участка океанического дна, откуда получен данный образец. Поскольку порода драгирована с медианного хребта, располагающегося внутри трансформной зоны, однозначно определить возраст коры, исходя из скорости полуспрединга (составляющей для этого сегмента САХ около 1.4 см/год [Cande et al., 1988]), трудно, поскольку медианный хребет может относиться как к Южно-Американской плите, так и к Африканской плите. Расстояние между точкой отбора и зонами восточного и западного сочленениями разлома Долдрамс с сегментами рифта составляет около 160 км и 30 км, соответственно, что дает рассчитанный возраст дна 11.43 и 2.1 млн. лет. Первая цифра практически совпадает с возрастом габброида, определенным по молодым магматическим цирконам, поэтому, очевидно, что медианный хребет есть результат деструкции краевой части Африканской плиты.

Гора Пейве

Эта гора, воздымающаяся до глубин 900 м, представляет собой крайний западный и наиболее высокий участок небольшого поперечного хребта на северном борту долины разлома Вернадского (см. рис. 7). Судя по результатам драгирования, она сложена преимущественно габброидами, но также есть и ультрабазиты [Строение..., 1991]. Ранее она выступала выше уровня моря, продукты наземного выветривания габброидов сцементированы известняками среднего плиоцена (3.2-2.4 млн. лет) [Строение..., 1991]. Результаты детального исследования состава габброидов г. Пейве представлены в работах [Кепежинскас и др., 1990; Строение..., 1991], в которых показано, что г. Пейве, по-видимому, представляет собой крупный расслоенный интрузив, сформировавшийся в результате последовательной и глубокой дифференциации основного расплава в магматической камере. Крайними дифференциатами являются рудные габброиды с широким развитием ильменита (20-25%), что обусловливает в них очень высокие концентрации титана. Авторы данных работ на основании состава и геохимических особенностей пород, проявленных в высоких концентрациях несовместимых элементов, а также определения трекового возраста апатитов (150 млн. лет) из габбро считают г. Пейве неспрединговым блоком с момента раскрытия Атлантики.

Монофракция цирконов выделена из рудного габбро-норита (обр. S0664/28), состоящего из плагиоклаза (20-30%), клинопироксена (20-30%), ортопироксена (10-15%), роговой обманки (10-15%), железистого оливина (около 5-10%) и ильменита (15-20%), в качестве акцессориев присутствуют апатит, циркон и сфен. Химический состав (например, TiO₂ = 3.25%, K₂O = 0.13%, P₂O₅ = 0.16%) и величины отношений редких несовместимых элементов (например, (Nb/Zr)N = 0.96, (La/Sm)N = 0.46), а также характер распределения редкоземельных элементов скорее свидетельствуют о том, что он сформировался из расплава деплетированного толеита N-типа MORB, а повышенные концентрации несовместимых элементов (например, Nb = 9.81 г/т, Y = 53 г/т, до 50 хондритовых норм у средних и тяжелых РЗЭ) обусловлены тем, что данный рудный габбро-норит кристаллизовался из сильно дифференцированного расплава.

Получено около 100 зерен, разделяющихся на две разновидности. Резко преобладающие зерна первой разновидности - это обломки идиоморфных призматических кристаллов молодого возраста: 3.65±0.14 млн. лет (N = 7) (см. рис. 5, г). Среди молодых цирконов наряду с зернами с типовыми геохимическими параметрами имеются зерна с очень высокими концентрациями U = 2578 г/т, Th = 4951 г/т при Th/U = 1.98 (см. табл. 2).

Вторая разновидность объединяет древние цирконы овоидной, иногда более неправильной, но также округлой формы с неупорядоченным внутренним строением (см. рис. 3, р). Четыре зерна образуют линию дискордии, пересечение которой с конкордией дает ²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb возраст 1887±30 млн. лет. Единичные зерна имеют конкордантный возраст 2057±40, 2205±12 и 2359±12 млн. лет (см. рис. 4, е).

Возраст молодых цирконов 3.65±0.14 млн. лет, по всем параметрам, соответствующий времени кристаллизации габброидов, близок к возрасту известняков, бронирующих г. Пейве. Следовательно, геологически мгновенно вслед за своим образованием габброиды были выведены на поверхность дна и подняты до уровня моря. За 3.65 млн. лет участок дна с горой Пейве в соответствии со скоростью полуспрединга 1.4 см/год [Bonatti, 1990] должен был бы отодвинуться от оси спрединга на 51 км, в действительности это расстояние составляет около 30 км. Разница может быть объяснена либо перескоком оси спрединга на 21 км к востоку, либо тем, что г. Пейве в течение 1.5 млн. лет представляла собой неспрединговый блок. Структура, похожая на палеорифт, располагается в 33 км к западу от современного рифта (см. рис. 7). Исходя из этого, перескок оси спрединга мог произойти около 0.86 млн. лет назад. Таким образом, полученные нами данные не подтверждают вывод, сделанный в работе [Кепежинскас и др., 1990], о том, что участок дна с г. Пейве является неспрединговым блоком с момента раскрытия Атлантики. Если г. Пейве и была неспрединговым блоком, то не более 1.5 млн. лет.

Впадина Маркова

Рифтовая впадина Маркова (5°30.6'–5°32.4′ с.ш.) протяженностью 22 км при ширине 8-11 км, имеющая аномально большую глубину до 5000 м, находится в пределах сегмента САХ, ограниченного разломами Богданова на севере и Страхова на юге. На этом участке гребневая зона сегментирована многочисленными нетрансформными смещениями (рис. 8). С бортов этой впадины в ходе 22-го рейса НИС «Академик Николай Страхов», 10-го рейса НИС «Академик Иоффе» и 22-го рейса НИС «Профессор Логачев» были драгированы породы, характеризующие весь разрез океанской литосферы: мантийные реститовые ультрамафиты (36%), разнообразные габброиды и троктолиты (52%), плагиограниты и диориты (1%), базальты и долериты (11%) [Пущаровский и др., 2004; Сколотнев и др., 2003; 2003а]. Широким распространением пользуются метаморфиты, образовавшиеся по габброидам в условиях стрессового метаморфизма. В ультрамафитах встречаются жилы габброидов, троктолитов и анортозитов мощностью 0.2-3 см. Плагиограниты наблюдаются среди габброидов в виде ветвящихся и сетчатых жил мощностью первые сантиметры. Присутствуют также фрагменты брекчий, состоящих из обломков габбро, сцементированных плагиогранитным материалом [Бельтенев и др., 2004; Бортников и др., 2005; Сколотнев и др., 2003].

Изучение плутонических пород показало, что их совокупность образует тренд эволюции от троктолитов к роговообманковым габбро-норитам, сформировавшимся из последовательно дифференцированных расплавов, близких к деплетированным толеитам N-MORB типа [Пущаровский и др., 2004]. Крайними дифференциатами являются рудные габбро и комплиментарные к ним диориты и плагиограниты. Близкая точка зрения на природу плагиогранитов этого района изложена и в работе [Бортников и др., 2005]. Базальты в основном представлены деплетированными разностями, но присутствуют и обогащенные базальты T- и P-типов MORB [Сколотнев и др., 2003а]. Днище впадины засыпано осадками мощностью около 50 м [Сколотнев и др., 2004]. При скорости осадконакопления около 8-9 см/тыс. лет [Бельтенев и др., 2004] впадина начала заполняться около 600 тысяч лет назад.

Циркон получен из следующих образцов: L1097/1 - крупнозернистое габбро, L1122/1 - среднезернистый габбро-норит, L1122/63 - плагиогранит, L1122/74 - диорит, I1068/50 - гарцбургит; их расположение показано на рис. 8. Минеральный и химический состав этих пород близок к таковым, описанным в работах [Бортников и др., 2005; Пущаровский и др., 2004].

Из образца L1097/1 (габбро) выделено около 50 зерен молодых и древних цирконов. Преобладают молодые призматические кристаллы с возрастом 0.73±0.04 млн. лет (N = 7) (см. рис. 5, д). Среди древних зерен (см. рис. 3, к) определены конкордантные возрасты - 238±9, 567±23, 1409±31 млн. лет.

В плагиограните (обр. L1122/63) (около 70 зерен) и диорите (обр. L1122/74) (около 150 зерен) выделенные цирконы имеют только молодой возраст, соответственно 1.60±0.2 млн. лет (N = 11) (см. рис. 5, е) и 0.82±0.32 млн. лет (N = 10). Цирконы имеют типичный призматический облик (см. рис. 3, б), часто на гранях кристаллов наблюдается колломорфная кайма (см. рис. 3, д).

Из образца габбро-норита (обр. L1122/1) получено около 100 зерен, среди которых встречено небольшое количество молодых цирконов. Из-за крайне низких концентраций U (12-35 г/т) и радиогенного свинца (0.1-0.8 г/т) их возраст определен с большой ошибкой – 0.7±1.8 млн. лет (N = 4). Часть зерен представлена короткопризматическими кристаллами со слабо резорбированными ребрами и с гладкими гранями (см. рис. 3, з, н). У них определены конкордантные фанерозойские возрасты: 54±2, 100±5, 243±10, 308±14 млн. лет и один позднепротерозойский возраст 699±24 млн. лет (см. рис. 4, ж). Зерна с возрастом 54±2 и 100±5 млн. лет имеют отчетливую осцилляторную зональность, указывающую на их магматическое происхождение, что частично подтверждается и геохимическими данными (см. табл. 2). Зерно с возрастом 54±2 млн. лет содержит в себе ксенокрист с возрастом 243±10 млн. лет, характеризующийся однородным строением (см. рис. 3, з). На поверхности кристалла также наблюдается тонкая светлая кайма, вероятно, указывающая на его взаимодействие с расплавом.

Преобладают среди цирконов этого образца зерна типичного древнего облика и внутреннего строения (см. рис. 3, п). Определены два конкордантные возрасты: 1607±39 и 1987±45 млн. лет. Большой кластер из 11 зерен образует протяженную дискордию, пересекающую конкордию в районе 1864±6 млн. лет (см. рис. 4, ж), при этом часть зерен этого кластера располагается на конкордии. Наличие такой протяженной дискордии является замечательным фактом, свидетельствующим о том, что зерна, ее образующие, генетически связаны друг с другом. Это подтверждается и другими фактами. Все они представляют собой короткопризматические разности с сильно резорбированными гранями и ребрами, некоторые близки к овоиду, зональность либо отсутствует, либо хаотична. По геохимическим характеристикам цирконы этой группы близки к метаморфическим цирконам. При этом за некоторым исключением прослеживается следующая закономерность: чем более дискордантный возраст зерна (больше удаленность от точки пересечения с конкордией), тем выше в нем концентрация тория.

Также выявлен кластер из трех зерен с возрастом 2712±26 млн. лет, одно из которых лежит на конкордии. Все зерна близки друг другу, при этом по внешнему облику и внутреннему строению это типичные метаморфические зерна, однако с высокими магматическими значениями Th/U (0.64-1.03). Одно из зерен оконтуривается тонкой более светлой каймой. Следует отметить, что в образце S0654/3 (базальт) было встречено овоидное зерно близкого возраста (2721 млн. лет) с такими же противоречивыми характеристиками (Th/U = 1.15).

По двум зернам построена линия дискордии, пересекающая конкордию в районе возраста 2444±15 млн. лет.

Из гарцбургита (обр. I1068/50) получено большое количество крупных (200-350 мкм) зональных идиоморфных призматических кристаллов с гладкими гранями (около 300 зерен) (см. рис. 3, в). Их геохимические параметры типичны для молодых цирконов (см. табл. 2). Возраст составляет 1.19 ± 0.19 млн. лет (N = 7) (см. рис. 5, ж). Структурное положение этих цирконов внутри перидотита не ясно, поскольку ни микроскопически, ни макроскопически наблюдать их в породе не удалось. Хотя данный образец перидотита и подбирался таким образом, чтобы в нем полностью от сутствовали какие-либо жилы, нельзя исключать того, что циркон вместе с другими минералами формирует очень тонкие прожилки, образовавшиеся при застывании магматических расплавов, мигрировавших через перидотит. Эти прожилки могли сформироваться как на коровом уровне вблизи магматических камер, так и на мантийном уровне в зоне миграции толеитовых расплавов. Несмотря на неясное структурное положение циркона в породе, мы приводим этот интересный факт, поскольку измеренный возраст цирконов находится в хорошем соответствии с возрастами молодых цирконов из других пород, драгированных в этом районе.

Таким образом, во всех проанализированных образцах из района впадины Маркова получены цирконы с молодыми возрастами: 1.60±0.2 млн. лет (плагиогранит), 1.19±0.19 млн. лет (прожилки в гарцбургите?), 0.82±0.32 млн. лет (диорит), 0.73±0.04 млн. лет (габбро) и 0.7±1.8 млн. лет (габбро-норит). Дополнительно в работе [Бортников и др., 2005] в этом районе установлены цирконы с возрастами 1.3 (плагиогранит) и 1.4 (габбро-норит) млн. лет. Эти данные указывают на длительное существование в районе впадины Маркова магматической камеры (или несколько близко расположенных камер), функционирование которой началось до 1.6 млн. лет, при этом, по-видимому, имело место несколько фаз внедрения основных расплавов [Сколотнев и др., 2009]. Габбро станции L1097 с возрастом около 0.74 млн. лет, вероятно, сформировалось на последнем этапе активности этой камеры. Это время близко к началу заполнения впадины Маркова осадками (около 0.6 млн. лет назад), начавшегося после того, как впадина вышла за пределы осевой зоны спрединга. В работе [Скололтнев и др., 2004] сделан вывод о том, что современный рифт располагается в 20 км к западу от впадины Маркова, где находится депрессия, лишенная осадков. Очевидно, что в промежутке времени 0.74-0.6 млн. лет назад произошел перескок оси спрединга к западу, его амплитуда составила около 10 км.

За период около одного млн. лет от времени формирования самых древних плагиогранитов (1.6 млн. лет назад) и до перескока оси спрединга на запад (0.6-0.74 млн. лет назад) океанская литосфера должна была бы отодвинуться от впадины Маркова примерно на 15 км (с учетом скорости полуспрединга около 1.44 см/год [Cande et al., 1988]). Фактически расстояние между положением плагиогранитов и прежней осью спрединга составляет 2-3 км. На основании этого в работе [Сколотнев и др., 2009] сделано предположение, что в этот промежуток времени (1.6-0.6 млн. лет назад) магматическая камера под впадиной Маркова представляла собой неспрединговый блок. Очевидно, что в условиях преобладающего в это время в этом районе тектонического растяжения дна глубинные потоки твердопластического течения обтекали блок, преимущественно двигавшийся вверх и включавший в себя магматическую камеру.

Гора Картера

Данная гора относится к системе подводных гор Батиметристов и Гримальди, расположенной в северной части поднятия Сьерра-Леоне, находящегося на восточной окраине Центральной Атлантики непосредственно к югу от островов Зеленого Мыса (см. рис. 1). Уже в среднем эоцене на выровненной поверхности этого потухшего вулкана существовала карбонатная платформа [Сколотнев и др., 2007]. В 23-м рейсе НИС «Академик Николай Страхов» с ее склонов при драгировании были получены ультраосновные щелочные вулканиты и их туфы. Состав и петрографическое описание этих пород приводятся в работах [Пейве и Сколотнев, 2009; Сколотнев и др., 2007]. Из двух образцов туфов (S2303/15 и S2304/5) были выделены цирконы в количестве около 30 зерен в каждом.

В образце S2303/15 присутствуют цирконы двух морфологических разновидностей. Первая из них представлена крупными (300-400 мкм) изометрично-округлыми или бочонковидными трещиноватыми зернами с относительно равномерно развитыми гранями призмы и пирамиды, с более светлой неравномерно распространенной колломорфной каймой. Они имеют осцилляторную зональность. Конкордантный возраст этих зерен 57±1.5 млн. лет (N = 5) (см. рис. 4, з), при этом кайма всегда моложе основной части зерна (разница в пределах 2-4 млн. лет). Характерной геохимической чертой этих зерен являются высокие концентрации урана и тория при больших значениях последнего, однако в кайме концентрации этих элементов существенно уменьшаются, особенно тория (см. табл. 2). Вторая разновидность зерен - это мелкие призматические кристаллы, иногда со слегка резорбированными гранями, с отчетливой грубой концентрической зональностью (см. рис. 3, и). Определены следующие конкордантные возрасты: 345±13, 531±21, 578±21, 604±16 (N = 2), 701±28 млн. лет (см. рис. 4, з). Зерно с возрастом 345±13 млн. лет содержит ксенокрист с возрастом 578±21 млн. лет, на поверхности ксенокриста наблюдается тонкая светлая кайма. Геохимические характеристики ксенокриста близки к магматическим цирконам, хотя его внутренняя структура хаотична, а самого зерна - к метаморфическим цирконам (см. табл. 2).

Среди цирконов образца S2304/5 преобладают изометричные зерна, аналогичные таковым в предыдущем образце (см. рис. 3, е, ж). Их конкордантный возраст 58±1 млн. лет (N = 9) (см. рис. 5, з), при этом кайма также моложе основной части зерна (разница 2-5 млн. лет). Геохимически они отличаются крайней неоднородностью как от зерна к зерну, так и в пределах одного зерна, но, как правило, торий преобладает над ураном, при высоких концентрациях обоих (см. табл. 2). Встречено небольшое количество мелких (50-100 мкм) призматических кристаллов с хорошо развитыми гладкими гранями, с однородным внутренним строением. В двух зернах измерен возраст: 115±24 и 177±9 млн. лет.

Таким образом, в обоих образцах встречены морфологически и геохимически близкие зерна с практически одинаковым возрастом 58±1 и 57±1.5 млн. лет. Учитывая эти обстоятельства и принимая во внимание, что на выровненной поверхности г. Картера в среднем эоцене уже формировалась карбонатная банка, очевидно, что данный возраст цирконов соответствует времени формирования вулканической постройки. Более древние призматические кристаллы являются ксеногенными включениями в расплаве.

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Прежде чем перейти к обсуждению полученных результатов, следует остановиться на следующих аспектах проделанной работы. Наиболее интригующим результатом, вызывающим противоречивое отношение со стороны научной общественности, является обнаружение древних цирконов в молодых породах океанской литосферы и их полихронность, проявляющаяся в масштабах одного образца. Несмотря на предпринятые усилия, мы не получили прямых доказательств того, что данные цирконы входят в состав тех пород, из которых они были выделены. А именно, в силу их малого количества нам не удалось наблюдать древние цирконы в петрографических шлифах; видеть их в сростках с породообразующими минералами, поскольку при дроблении они, вследствие своей большей твердости, легко выкалываются из таких сростков; найти включения древних цирконов внутри молодых цирконов, сформировавшихся in situ. Тем не менее, ниже приведены некоторые косвенные доводы, которые, по нашему мнению, исключают точку зрения на природу выделенных нами древних цирконов, подразумевающую загрязнение монофракций чужеродным материалом в ходе лабораторных работ.

1. При одних и тех же лабораторных условиях из габброидов и плагиогранитов выделяется по 50-100 зерен и более; из базальтов и одного из двух изученных ультрабазитов - единичные зерна. Следует отметить, что в некоторых габброидах и плагиогранитах наблюдались цирконы и в петрографических шлифах, но они имеют облик молодых зерен.

2. При одновременном выделении цирконов в одной лаборатории Геологического института на одних приборах в плагиограните и диорите и в одном из ультрабазитов древние цирконы не встречены, в отличие от базальтов, габброидов и другого ультрабазита. В случае засорения ему подверглись бы все образцы одной партии. Аналогичная ситуация наблюдается и с плагиогранитами, из которых цирконы выделялись в Центральной лаборатории ВСЕГЕИ. Из трех образцов в двух присутствовали древние цирконы, в одном - нет.

3. Из щелочных вулканитов г. Картера цирконы выделялись одновременно с габброидами из осевой зоны САХ. Те и другие содержат древние цирконы, однако их возрастные диапазоны заметно отличаются.

4. Изученные цирконы выделялись в двух различных лабораториях: в Геологическом институте и ВСЕГЕИ. Однако в обоих случаях возрастные спектры совокупностей выделенных цирконов очень близки. Более того, они близки к таковым, полученным для этого региона другими авторами [Беляцкий и др., 2007; 2009; Бортников и др., 2008; Шулятин и др., 2008; Pilot et al., 2008].

5. На некоторых зернах древних цирконов при катодолюминисцентном освещении наблюдается более светлая тонкая кайма, частично или полностью оконтуривающая все зерно (см. рис. 3, з, л, м, т), которая, скорее всего, является продуктом взаимодействия между расплавом и цирконом. При полировке одного из зерен образца L30289/7 срез прошел в плоскости этой каймы (см. рис. 3, л), что дало возможность измерить изотопные и геохимические параметры каймы и самого зерна, обнажившегося в центре среза. У зерна наблюдаются конкордантные изотопные параметры, соответствующие возрасту 2103±27 млн. лет, у каймы они дискордантны, но аппроксимируются в точку конкордии с этим возрастом.

6. В образце L1122/1 (габбро-норит) 11 зерен образует протяженную дискордию, линия которой пересекает конкордию в районе 1864±6 млн. лет (см. рис. 4, ж), при этом часть зерен этого кластера располагается на конкордии. Это свидетельствует о генетическом единстве этих зерен, а не их случайном подборе.

Типизация цирконов

Морфологические типы. По внутреннему строению и морфологическим особенностям среди изученных цирконов выделяются шесть разновидностей. К первой относятся преимущественно наиболее крупные (средний размер 150-200 мкм) идиоморфные призматические кристаллы, как правило, с хорошо развитыми гладкими гранями призмы и в меньшей мере развитыми гранями пирамиды (см. рис. 3, б, в, г, д). Они обладают хорошо выраженной осцилляторной зональностью. Нередко на их поверхности развивается колломорфная кайма (см. рис. 3, д). Большая часть из них кристаллизовалась из деплетированных толеитовых расплавов при формировании плутонических пород гребневой зоны САХ и имеет все при знаки магматических цирконов [Corfu et al., 2003]. К ним же относятся и молодые цирконы неясного генезиса, встреченные в гарцбургите впадины Маркова. Вторая разновидность представлена одним удлиненнопризматическим кристаллом с гладкими гранями и с тонкой зональностью (см. рис. 3, а), встреченным в обогащенном базальте и имеющим облик, характерный для цирконов из вулканических пород. Третья разновидность - это бочонковидные или изометричные зерна с относительно равномерно развитыми гранями призмы и пирамиды, обладающие хорошей осцилляторной зональностью (см. рис. 3, е, ж). В небольшом количестве они встречены в щелочных туфах. Их облик не характерен для вулканических пород и более близок к таковому для цирконов из кимберлитов [Corfu et al., 2003]. Повидимому, данные зерна также представляют собой относительно глубинные образования, выброшенные вместе с туфовым материалом на поверхность.

Зерна четвертой и пятой разновидностей не всегда уверенно могут быть различимы. Для них характерна резорбированность граней и ребер кристалла, но в зернах четвертой разновидности (см. рис. 3, и, к) степень резорбированности меньше, а в пятой (см. рис. 3, п, р) - больше. Резорбированность, скорее всего, представляет собой результат частичного растворения кристаллов в недосыщенных цирконием условиях. К четвертой разновидности относятся мелкие (50-150 мкм) призматические кристаллы (см. рис. 3, и-о), обладающие тонкой осцилляторной или грубой концентрической или фрагментарно сохранившейся осцилляторной зональностью (см. рис. 3, з, н), при этом некоторые из них содержат более древние ксенокристы с гомогенной структурой (зерно с возрастом 54±2 млн. лет из образца габбро L1122/1). Зерна пятой разновидности, вторые по частоте встречаемости после молодых цирконов, представлены мелкими (50-150 мкм) короткопризматическими кристаллами и зернами неправильной формы. Их внутреннее строение чаще неупорядоченное с полосами и пятнами, через которые иногда «просвечивает» осцилляторная зональность, имеются зерна с фрагментарно сохранившейся осцилляторной зональностью (см. рис. 3, п–с, ф). Шестая разновидность образована овоидными зернами с гомогенным или хаотичным внутренним строением (см. рис. 3, т, у). Это признаки, характерные для метаморфических цирконов, распространенных в глубинных породах континентальной коры [Corfu et al., 2003]. В то же время в некоторых из них ядра имеют в той или иной степени сохранившуюся осцилляторную зональность, характерную для магматических цирконов (образцы L30289/7-1, S0969/1, S0654/3).

Геохимические типы. Геохимическую типизацию цирконов уверенно можно провести только для молодых зерен, непосредственно кристаллизовавшихся из расплава. Магматические зерна первой морфологической разновидности образуют самостоятельный первый геохимический тип. Несмотря на то, что в цирконах этого типа имеют место очень широкие вариации концентраций урана и тория, наибольшим распространением пользуются все же зерна с очень низкими (U = 18-108 г/т, Th = 9-98 г/т) и слегка повышенными (U = 135-297 г/т, Th = 36-289 г/т) концентрациями (см. табл. 2). В объеме изученного нами материала цирконы с такими геохимическими характеристиками являются типовыми цирконами для плутонических пород, сформировавшихся из деплетированной толеитовой магмы. Такими же геохимическими параметрами обладают и молодые цирконы из гарцбургитов впадины Маркова. Наряду с типовыми цирконами иногда в плагиогранитах и рудном габбро-норите (обр. S0664/28) встречаются цирконы с более высокими концентрациями урана (U = 306-736 г/т) и тория (Th = 139-427 г/т). Очевидно, они кристаллизовались на более поздней стадии, когда в расплаве увеличились содержания этих несовместимых элементов, имеющих тенденцию к концентрированию в остаточном расплаве. Одно зерно из рудного габбро-норита (S0664/28) имеет аномально высокие концентрации урана (U = 2578 г/т) и тория (Th = 4951 г/т) и величины отношения Th/U (1.98). Вероятно, их аномальная геохимия обусловлена особенностями формирования рудных габброидов, в ходе которой могло иметь место неравномерное по объему концентрирование некогерентных элементов в кристаллизующемся расплаве. Подавляющее число значений отношения Th/U (0.4-1.17) в цирконах 1го геохимического типа близки или в пределах значений, характерных для магматических цирконов (≥0.5) [Hoskin, Schaltegger, 2003]. В отдельных зернах они существенно меньше вплоть до 0.14. На вариационной диаграмме Th - Th/U цирконы 1-го геохимического типа образуют единый тренд увеличения значений Th/U с ростом концентраций тория (рис. 9). Колломорфные каймы на цирконах этого типа характеризуются высокими и очень высокими концентрациями обоих измеренных элементов (U = 535-1649 г/т, Th = 585-2168 г/т) и повышенными значениями отношения Th/U (0.84–1.68). В работе [Бортников и др., 2008] сделано предположение, что такие каймы являются продуктом гидротермального преобразования периферийных участков кристалла.

Единственное зерно 2-й морфологической разновидности образует самостоятельный второй геохимический тип. Его особенностью являются очень высокие концентрации урана (U = 1707-2106 г/т) при существенно более низких концентрациях тория (Th = 603-–642 г/т) и при умеренных значениях Th/U (0.30-0.39). Зерно встречено в обогащенном базальте, и, возможно, такая геохимия цирконов отражает особенности состава обогащенной толеитовой магмы.

Цирконы 3-й морфологической разновидности относятся к третьему геохимическому типу с очень высокими концентрациями урана и тория, при широких вариациях от зерна к зерну и в пределах одного зерна (U = 34-2088 г/т, Th = 312-4145 г/т). В основном концентрации тория резко выше таковых для урана, что приводит к высоким и очень высоким значениям отношения Th/U (0.91-27.91). На вариационной диаграмме (см. рис. 9) геохимические параметры этих цирконов образуют самостоятельное поле, частично перекрывающееся с трендом цирконов 1-го типа. Геохимические особенности цирконов этого типа отражают особенности геохимии пород, в которых они располагаются. Последние имеют очень высокие концентрации тория [Пейве и Сколотнев, 2009], при этом торий в значительных количествах и крайне неравномерно входит в структуру циркона [Петрова и др., 2010]. В колломорфных каймах на цирконах этого типа концентрации урана и особенно тория резко снижаются.

Среди изученных древних цирконов по геохимическим характеристикам выделяются примерно три равные группы. Цирконы одной из них полностью совпадают с цирконами 1-го геохимического типа и могут быть отнесены к ним (см. рис. 9). При этом группа объединяет зерна с совершенно различным обликом и внутренним строением. Преобладают зерна с нерегулярным внутренним строением, через которое «просвечивает» концентрическая зональность. Однако, в том числе, к ним относятся цирконы, обладающие тонкой или грубой осцилляторной зональностью, и несколько типичных метаморфических овоидных зерен с гомогенным или хаотичным внутренним строением. Древние цирконы второй группы обладают геохимическими параметрами, которые практически не встречены в молодых цирконах. Для них характерны низкие и очень низкие значения отношения Th/U (0.04-0.27) при очень широких вариациях концентраций урана (U = 281-2985 г/т) и тория (Th = 12-327 г/т). При этом величина этого отношения возрастает от низких концентраций тория к высоким. Наблюдающиеся значения Th/U близки или соответствуют таковым для цирконов метаморфического происхождения (≤0.07) [Hoskin, Schaltegger, 2003]. На вариационной диаграмме зерна с такими характеристиками образуют самостоятельный тренд, субпараллельный тренду, образованному зернами 1-го типа (см. рис. 9). Они выделены нами в четвертый геохимический тип. К этому типу относится большая часть зерен типично метаморфического облика, а также короткопризматические зерна с нерегулярным внутренним строением. Геохимические характеристики зерен этого типа имеет поверхностная кайма (Th/U = 0.04), оконтуривающая одно из древних зерен (2103±27 млн. лет), выделенное из образца плагиогранита (обр. L30289/7-1). Само зерно имеет магматические значения Th/U (0.49).

Третья группа древних зерен по изученным геохимическим параметрам занимает промежуточное положение между цирконами 1-го и 4-го типов (см. рис. 9) и выделяется нами в самостоятельный пятый геохимический тип.

Несколько древних зерен: с возрастом 293±5 (обр. S0908/14), 332±10 (S0654/3), 863±20 (L30289/8), 1917±14 (S0654/3) и 2444±15 (L1122/1) млн. лет - по своим геохимическим параметрам близки к молодому циркону 2-го геохимического типа. На вариационной диаграмме (см. рис. 9) они все вместе образуют самостоятельное поле.

Два зерна фанерозойского возраста: 54±2 млн. лет из образца L1122/1 и 441±12 млн. лет из образца L30289/7-1 по геохимическим характеристикам близки метаморфическим цирконам (Th/U = 0.06 и 0.14 соответственно), однако имеют характерную для магматических зерен осцилляторную зональность и призматический габитус. Очевидно, что эти зерна, скорее, кристаллизовались из расплава.

Возрастные типы. По возрасту среди изученных цирконов отчетливо выделяются два основных типа: молодые цирконы с возрастом, соответствующим возрасту формирования породы, и древние цирконы с возрастом, много большим, чем возраст океанского дна, откуда были получены породы, их содержащие. Очень часто в образцах магматических пород, являющихся производными расплавов основного состава, встречаются зерна обоих возрастных типов. Это означает, что древние цирконы являются ксеногенными зернами, включенными в основной расплав из вмещающего субстрата, в котором происходили либо генерация этого расплава, либо его дифференциация, либо его движение вверх. Очевидно, что в свежих деплетированных базальтах, поднятых из гребневой зоны САХ, в которых отсутствуют молодые зерна, присутствующие там древние цирконы также являются ксеногенными, попав в них аналогичным образом. Соображения о природе древних цирконов, встреченных в ультрабазитах, будут приведены ниже.

Возраст молодых цирконов из пород гребневой зоны САХ находится в интервале от 0.38 до 11.26 млн. лет и последовательно увеличивается по мере удаления от осевой зоны хребта, т.е. от рифтовой долины. Этот факт является еще одним доказательством спрединга океанского дна. При этом скорость полуспрединга в гребневой зоне САХ в Центральной Атлантике, вычисленная по возрасту изученных цирконов, близка к скорости полуспрединга, рассчитанной по магнитным аномалиям, несмотря на то, что для южной части Центральной Атлантики «магнитные» скорости полуспрединга получаются в результате экстраполяции данных о структуре аномального магнитного поля в Южной Атлантике [Cande et al., 1988]. В случаях, когда имеет место несовпадение возраста океанского дна, определенного по возрасту цирконов, с одной стороны, и по «магнитной» скорости полуспрединга, с другой стороны, удается при наличии других данных и, в частности, о рельефе дна восстановить более сложную историю становления гребневой зоны, чем история спрединга дна. Так, в зоне восточного сочленения разлома Зеленого Мыса с рифтом, на сегменте между разломами Долдрамс и Вернадского и в районе впадины Маркова реконструируются такие тектонические события, как перескоки оси спрединга.

К молодым цирконам отнесены и среднеэоценовые цирконы из щелочных вулканитов г. Картера, поскольку их возраст соответствует времени излияния лавы.

Древние цирконы образуют протяженный полихронный ряд возрастов от 53 до 3200 млн. лет, охватывая практически всю геологическую историю Земли (в выборке около 120 зерен). Больше, чем в других образцах, древних зерен было измерено в габбро-норите L1122/1 (23 шт.). Из них 11 зерен имеют возраст 1864±6 млн. лет, образуя протяженную дискордию с несколькими зернами, располагающимися на конкордии. По всем параметрам, применяемым в данной статье для квалификации цирконов, зерна этого кластера близки друг к другу и имеют метаморфическую природу. Такое количество зерен достаточно для статистического обоснования события, имевшего место на этом временном рубеже, в ходе которого формировались данные цирконы. Три зерна, также близкие друг к другу по геохимическим характеристикам и морфологии, образуют возрастной кластер 2712±26 млн. лет. Цирконы с другими возрастами представлены единичными экземплярами. Но обращает на себя внимание тот факт, что большая их часть концентрируется в области позднепротерозойских и фанерозойских возрастов (54-699 млн. лет).

Относительно большое количество древних зерен (по 15 шт.) измерено в плагиограните L30289/7-1 и базальте S0654/3. В первом из них выявлен статистически значимый кластер из 9 зерен, 7 из которых располагаются на конкордии, а 2 зерна образуют с ними дискордию, возраст цирконов - 1811±22 млн. лет. В соответствии с изученными характеристиками они близки к цирконам магматической природы. Цирконы с другими возрастами представлены единичными зернами, при этом большая их часть располагается в области фанерозойских возрастов (248-601 млн. лет).

В образце S0654/3 выявлен кластер из 4 зерен с возрастом 1917±14 млн. лет, 2 из которых располагаются на конкордии, а 2 образуют с ними дискордию. По геохимическим характеристикам, морфологии и внутреннему строению эти зерна близки к метаморфическим цирконам. Большая часть остальных зерен располагается в области фанерозойских возрастов (204-441 млн. лет).

В остальных образцах древние цирконы того или иного возраста представлены единичными образцами, редко двумя или тремя зернами, за исключением образца S0664/28 (рудное габбро), где имеется кластер из 4 зерен с метаморфическими характеристиками и с возрастом 1887±30 млн. лет.

Наличие хотя бы одной статистически доказанной группы цирконов древнего возраста в молодых океанических породах является основанием для того, чтобы и единичные зерна цирконов того или иного возраста находились в поле нашего рассмотрения. На графике зависимости количества зерен, измеренных во всех образцах, от их возраста (рис. 10), за исключением зерен с дискордантными возрастами, определенными путем аппроксимации, на хронологической шкале видны две области, где концентрируется основная часть изученных зерен. Первая из них располагается в области раннепротерозойских возрастов: 1794-1917 млн. лет, вторая - позднепротерозойских-фанерозойских: 53-701 млн. лет. К первой группе принадлежат два статистически значимых кластера 1811±22 и 1864±6 млн. лет и два других выявленных кластера по 4 зерна: 1887±30 и 1917±14 млн. лет. Последние три кластера образованы зернами, близкими к метаморфическим цирконам, и, по-видимому, представляют собой единую возрастную группу с пиковым значением возраста - 1880 млн. лет. В геологической истории Земли временной интервал 1794-1917 млн. лет относится к концу раннего протерозоя, периоду, характеризующемуся рядом специфических особенностей [Хаин, 1995; 2001; 2004; Хаин и Ломизе, 1995]. Это время тектоники малых плит. Последние разделялись подвижными поясами, среди которых выделялись два типа: рифтогенные с широким развитием толеитового магматизма и гранулито-гнейсовые пояса, в которых слагающие их породы метаморфизовались до гранулитовой фации. Этот период закончился глобальным сфекофенским тектогенезом, приведшим к закрытию подвижных поясов и образованию суперконтинента Колумбия [Хаин, 2001; Хаин и Ломизе, 1995].

В позднепротерозойской-фанерозойской области цирконы располагаются группами с квазипериодичностью около 200 млн. лет. Геологические события, происходившие на этом этапе геологической истории Земли, были широко проявлены как в пределах южных континентов, обрамляющих сейчас Атлантический океан [Хаин, 2001; Хаин и Ломизе, 1995], так и в пределах самого океана. Около 600-550 млн. лет назад протекал панафриканский тектогенез, закончившийся образованием Палеогондваны. 200 млн. лет назад - это время, близкое к началу поэтапного разрушения Пангеи, приведшего в итоге, в том числе, и к раскрытию Атлантики. Более поздние события этого интервала, протекавшие в районе Центральной Атлантики, связаны с проявлениями плюмовой активности [Мазарович, 1998].

За пределами двух выше рассмотренных областей на хронологической шкале цирконы располагаются группами с квазипериодичностью около 200 млн. лет (см. рис. 10). Наиболее значимые из этих групп находятся в области раннего протерозоя, как и выделенная выше группа с интервалом 1794-1917 млн. лет, а также в среднем протерозое: 1610-1650 млн. лет и в архее: 2712-2721 млн. лет. Возрастной интервал наиболее древней группы цирконов близок ко времени границы между археем и протерозоем. Это важная веха в истории Земли. Большинство авторов с этим рубежом связывают становление тектоники плит [Хаин, 1995; 2004] и, соответственно, с этого времени возникают условия для взаимодействия кора-мантия.

Анализируя особенности временного распределения древних цирконов, необходимо указать на факт наличия в образце L30289/8 (плагиогранит) протяженного полихронного ряда, образуемого единичными зернами циркона, во временном диапазоне 863-1375 млн. лет. Зерна этого ряда близки друг другу. Это обломки призматических кристаллов с фрагментами осцилляторной зональности и с магматическими значениями Th/U.

Заканчивая анализ временного спектра совокупности древних цирконов, следует отметить в целом хорошую сходимость полученных результатов с данными предыдущих исследователей. По данным Дж. Пайлота и др. [Pilot et al., 1998], габброиды из скважины 992A ODP вблизи разлома Кейн содержат цирконы с возрастом 330 и 1628 млн. лет. В нашей выборке отмечаются 4 зерна с возрастом около 330 млн. лет и 4 зерна с возрастом около 1650 млн. лет. Из габброидов, драгированных вблизи разлома Марафон, максимальное количество продатированных зерен приходится на возрасты 1752 и 2702 млн. лет [Беляцкий и др., 2007; 2009; Шулятин и др., 2008]. В нашем материале выделяются соответствующие кластеры с пиковыми значениями 1811 (близко к 1752) и 2715 млн. лет. Так же, как и нами, из этих габброидов получено большое количество зерен с позднепротерозойскими-фанерозойскими возрастами. Устанавливается практически полная сходимость наших данных с результатами изучения цирконов из габброидов впадины Маркова, опубликованных в работе [Ботников и др., 2008], при этом они удачно дополняют друг друга. Если у предыдущих авторов в области архейских и раннепротерозойских возрастов обнаружены единичные зерна, совпадающие с нашими возрастными группами, то в области позднепротерозойских-фанерозойских возрастов ими обнаружены кластеры из нескольких зерен, тогда как у нас возраст этих кластеров имеют только единичные зерна.

Сводная типизация. Совокупный анализ морфологических разновидностей, геохимических типов и возрастов позволяет выделить несколько возрастных групп древних цирконов с относительно однородными характеристиками. Одна из них позднепротерозойского-фанерозойского возраста (от 53 до 700 млн. лет) объединяет призматические зерна четвертой морфологической разновидности со слабо резорбированными гранями с хорошо сохранившейся или «просвечивающей», или фрагментарно присутствующей осцилляторной зональностью и с геохимическими параметрами, свойственными магматическим цирконам. Большинство из них располагается в поле молодых магматических цирконов 1-го геохимического типа, некоторые близки к молодому циркону 2-го геохимического типа. У зерен с возрастом 54±2 млн. лет из образца L1122/1 и 441±12 млн. лет из образца L30289/7-1 низкие значения отношения Th/U, однако они имеют хорошо выраженную осцилляторную зональность. По всем признакам цирконы этой возрастной группы имеют магматическую природу, за исключением нескольких зерен из щелочных вулканитов г. Картера.

Следующая группа цирконов с возрастом около 1811 млн. лет, по-видимому, также имеет магматическое происхождение. От предыдущих зерен их отличает то, что их грани и ребра резорбированы намного больше, а внутренняя структура менее упорядочена, но с «просвечивающей» осцилляторной зональностью.

Вероятно, менее резорбированные зерна более молодой возрастной группы испытали только одноактное воздействие расплава, из которого сформировались породы, в которых они сейчас находятся. А более резорбированные и древние зерна, по-видимому, претерпели неоднократное воздействие расплава до того момента, как они попали в расплав, который законсервировал их в последний раз.

Группа зерен возрастного интервала 2712-2721 млн. лет имеет морфологию и внутреннюю структуру, близкие к таковым метаморфических цирконов, а геохимию урана и тория - магматических. Можно предположить, что, как и в предыдущей группе, зерна имеют магматическое происхождение, но претерпели в сравнении с ними более глубокие структурные преобразования.

Очевидно, что в возрастном кластере с пиком 1880 млн. лет овоидные зерна шестой морфологической разновидности и призматические зерна пятой разновидности с геохимическими параметрами 5-го типа имеют метаморфическую природу.

Наконец, выделяется группа среднепротерозойского возраста, объединяющая зерна, которые образуют протяженный полихронный ряд. Это обломки призматических кристаллов с более частыми магматическими геохимическими параметрами и с нерегулярным внутренним строением.

Далеко не всегда возможно произвести однозначную идентификацию природы древних цирконов. К таким зернам относятся цирконы 5-й и 6-й морфологических разновидностей с геохимическими характеристиками 1-го или 4-го геохимических типов.

Как следует из вышесказанного, существенная часть древних зерен относится к 1-му геохимическому типу. Одной из возможных интерпретаций этого факта может быть представление о том, что они кристаллизовались из деплетированных толеитовых расплавов. Аналогично древние зерна с геохимическими характеристиками 2-го геохимического типа могли образоваться из обогащенных толеитовых расплавов. Несомненно, для таких выводов недостаточно данных только по содержанию в цирконах урана и тория. Для подтверждения этой точки зрения предстоят тщательные и разноплановые исследования этих цирконов: геохимические, изотопные, изучение микровключений. Частично подобные работы по древним цирконам из района рудного узла Ашадзе, расположенного вблизи осевой зоны САХ непосредственно севернее разлома Марафон, выполнены Б.В. Беляцким с соавторами [Беляцкий и др., 2009]. Эти исследователи на основании полученных данных по изотопии гафния связывают происхождение изученных цирконов с деплетированными толеитовыми расплавами. Поэтому высказанные предположения при дальнейшем обсуждении результатов будут использоваться в качестве одной из рабочих версий. Важным дополнением к ней могут послужить наблюдения по взаимоотношению между зерном и его внешней каймой в цирконе из образца плагиогранита (обр. L30289/7-1). Кайма, по-видимому, сформировавшаяся при взаимодействии ксеногенного циркона с расплавом, приобрела геохимические характеристики, свойственные метаморфическим цирконам и утратила элементы зональности. Этот факт может указывать на то, что часть из изученных цирконов с метаморфическими параметрами могла образоваться при перекристаллизации первично магматических цирконов. И, возможно, цирконы, не имеющие однозначной генетической интерпретации, с геохимическими характеристиками 4-го типа являются «недометаморфизованными» первично магматическими цирконами. В соответствии с [Hoskin, Schaltegger, 2003] при перекристаллизации протолита циркона в твердом состоянии имеет место последовательное уменьшения отношения Th/U по мере увеличения степени перекристаллизации вследствие того, что торий- существенно менее совместимый элемент, чем уран, из-за большего радиуса иона он выносится из решетки циркона.

О связи разнотипных цирконов с разными породами

Молодые цирконы в наибольшем количестве распространены в различных габброидах, плагиогранитах и диоритах, в щелочных вулканитах они встречены в незначительных количествах, в базальтах их очень мало. В отработанной коллекции только в обогащенных базальтах наблюдались единичные зерна циркона, в деплетированных разностях они отсутствовали. В большом количестве они встречены в одном из двух изученных перидотитов.

Древние цирконы встречены во всех типах изученных пород. Чаще они встречаются в габброидах, реже - в плагиогранитах. В небольшом количестве древние цирконы распространены в базальтах и щелочных вулканитах, еще меньше их в ультрабазитах. Древние цирконы не встречены в некоторых плагиогранитах, в пегматоидном габбро и в перидотите, содержащем в большом количестве молодые цирконы. Таким образом, древние цирконы могут отсутствовать в породах, образующих дайки или жилы. Возможно, это связано с тем, что либо расплав, уходящий из магматической камеры в апофизы, в силу небольших скоростей своего перемещения не способен увлечь с собой ксеногенные зерна циркона, либо цирконы уже осели ниже того уровня, откуда происходило дренирование магматической камеры.

В габбро, плагиогранитах, ультрабазитах и базальтах, распространенных в гребневой зоне САХ, встречаются древние цирконы практически всех выявленных возрастов, при этом чаще всего во всех типах пород замечены цирконы возрастных групп позднепротерозойского-фанерозойского возраста, с пиком 1811 млн. лет и с пиком 1880 млн. лет. В частности, в образце лерцолита (обр. S0969/1) присутствуют зерна всех трех возрастных групп. Скорее всего, это указывает на общий источник древних цирконов в этих породах. В этом отношении от них отличаются щелочные вулканиты г. Картера. Среди древних цирконов, выделенных из них, нет зерен древнее 701±28 млн. лет, а наибольшее количество зерен приходится на возрастной кластер 600 млн. лет. Вероятно, в щелочных вулканитах может быть иной источник древних цирконов, чем в породах Срединно-Атлантического хребта.

Особенности пространственного распределения древних цирконов

Анализ пространственного распространения древних цирконов в гребневой зоне САХ в Центральной Атлантике показывает, что во всех проанализированных сегментах (за исключением разломной зоны Вима, где их обнаружить не удалось) возрастной диапазон зерен примерно одинаков и повсеместно наибольшее количество зерен принадлежит цирконам возрастных групп позднепротерозойского-фанерозойского возраста, с пиком 1811 млн. лет и с пиком 1880 млн. лет. Это не зависит от того, встречены или нет в том или ином сегменте САХ обогащенные толеиты. Можно утверждать, что источник древних цирконов под осевой зоной САХ в отношении содержания древних цирконов различного возраста в целом однороден. Возможно, выделяются отдельные домены с определенными нюансами возрастного распределения цирконов. Так, например, наряду с зернами доминирующих групп в разломной зоне Долдрамс в повышенном количестве распространены зерна возраста, близкого к 2070 млн. лет, а во впадине Маркова - 1420 млн. лет.

Возможная природа древних цирконов

В сравнении с результатами других авторов проведенное исследование выявило два основных новых факта. Во-первых, оно показало, что присутствие древних цирконов в новообразованной океанической литосфере Центральной Атлантики представляет собой универсальное повсеместное явление, а не является следствием локальных особенностей тектонического развития отдельных участков САХ, как это предполагается в работе [Peyve et al., 2000], хотя этот фактор также не следует исключать. Во-вторых, древние цирконы обнаружены не только в плутонических породах: габброидах, плагиогранитах и диоритах, но и в вулканических породах: базальтах и щелочных вулканитах, и в ультрабазитах, имеющих реститовую природу. Таким образом, объяснение феномена древних цирконов в молодых породах океана необходимо искать в некоторых общих закономерностях развития океанской литосферы и подокеанской мантии.

Как показано выше, в магматических породах древние цирконы являются ксеногенными и были захвачены расплавом. Какова природа субстрата, откуда магматический расплав мог их захватывать? Все районы гребневой зоны САХ, откуда отбирались образцы для получения цирконов, детально изучены в рамках тех возможностей, которые в основном предлагают современные методы. В этих районах реконструируется разрез океанской литосферы, состоящий из пород, сформировавшихся в осевой зоне спрединга или под ней. Изученные породы либо образуют классический разрез океанской литосферы, снизу вверх: ультрабазиты реститовой природы, габброиды с жилами плагиогранитов, долериты и базальты; либо глубинные породы тектонически перемешаны, образуя сложно построенный комплекс, на который налегают свежие базальты, при этом между габброидами и ультрабазитами могут быть и магматические контакты. Последнее свидетельствует о том, что часть габброидов могла формироваться в магматических камерах, закладывающихся под осевой зоной САХ среди ультрабазитов, при этом возможно как физическое, так и химическое воздействие основного расплава на вмещающие ультрабазиты [Пейве и др., 2001] и в принципе могут возникать условия для ассимиляции основными расплавами вещества ультраосновного состава. Действительно, встречаются амфиболсодержащие рудные габбро, частично ассимилировавшие ультраосновное вещество [Ескин, 2009], однако они чрезвычайно редки и образуют маломощные жилы среди ультрабазитов. И в ультрабазитах, и в габброидах обнаружены практически одинаковые возрастные спектры древних цирконов, однако в габброидах их намного больше. Соответственно, чтобы сконцентрировать в габбро большее количество ксеногенных зерен циркона, необходимо ассимилировать огромные массы ультрабазитов. Фактически это означало бы, что в коровых магматических камерах преимущественно формировались бы ультраосновные кумуляты. Однако среди кумулятов резко преобладают троктолиты и различные габброиды. Все эти факты говорят о том, что контаминация основным расплавом вещества ультрабазитов реститовой природы не может быть источником древних цирконов в молодых магматических породах гребневой зоны САХ.

Принципиально иных пород в сравнении с вышеописанными в изученных районах нами не обнаружено. Поэтому, по нашему мнению, точка зрения, высказанная в работах [Беляцкий и др., 2007; Шулятин и др., 2008], о том, что источником древних цирконов могут быть породы «древнего» мантийно-корового субстрата, образующего самостоятельный слой в низах разреза океанского дна и сформировавшегося в доокеаническую эпоху на пространствах, занимаемых сейчас Атлантическим океаном, не имеет оснований. В то же время нельзя исключать того, что в гребневой зоне САХ в Центральной Атлантике могут находиться сравнительно небольшие блоки, сложенные иными породами, в том числе, представляющими и континентальную литосферу. На это, в частности, указывают находки древних (нижнемеловых) осадочных пород в пределах крупного поперечного хребта в разломной зоне Романш [Bonatti et al., 1996]. Древний блок субконтинентальной мантии обнажается в районе островов Св. Петра и Павла в приосевой части САХ в Экваториальной Атлантике [Bonatti, 1990]. Э. Бонатти с совторами [Bonatti et al., 1982; 1994] предполагают, что эти блоки континентальной литосферы оказались в пределах молодых структур с момента раскрытия Атлантики в результате осцилляторного спрединга и миграций трансформных разломов. Принимая во внимание эти факты, Дж. Пайлот с коллегами [Pilot et al., 1998] считают, что эти блоки континентальной литосферы могли погружаться и вовлекаться в формирование габброидов в осевой зоне САХ, поставляя в расплав реликтовые древние цирконы. Очевидно, что эти процессы, если они действительно имеют место, носят точечный характер.

Дж. Пайлот с коллегами [Pilot et al., 1998] также считают, что фрагменты континентальной литосферы, дезинтегрированной и делимитированной при раскрытии Атлантики, попадали в валиковые конвективные ячейки верхней мантии и вовлекались в повторное плавление в осевой зоне САХ. Механизм образования таких конвективных ячеек рассматривается в работе [Rabinowicz et al., 1984]. Поскольку древние цирконы в широком диапазоне возрастов ожидаемы для пород континентальной литосферы, то тем самым, по мнению Дж. Пайлота и др. [Pilot et al., 1998], это может служить объяснением появления древних цирконов в молодых породах гребневой зоны САХ. Действительно, вдоль западного склона Африки на океанической окраине Центральной Атлантики широко распространены фрагменты континентальной литосферы. Они диагностируются и по результатам сейсмического профилирования [Панаев и Митулов, 1993], и по изотопным характеристикам вулканитов, слагающих некоторые острова Зеленого Мыса [Doucelance et al., 2003] и некоторые подводные горы возвышенности Сьерра-Леоне [Пейве и Сколотнев, 2009]. Показателем присутствия континентальной литосферы на уровне зоны магмогенерации может быть примесь компонента EM-1 в продуктах частичного плавления [см. например, Frey et al., 2002; Gibson et al., 2005]. Однако проанализированные нами, да и подавляющим числом других исследователей [Пейве, 2002; Dosso et al., 1991; 1993; Schilling et al., 1994], магматические породы, распространенные в гребневой зоне САХ в Центральной Атлантике, не несут ни изотопных, ни геохимических маркеров, которые указывали бы на широкое участие в процессах плавления субконтинентальной литосферной мантии или других пород континентальной коры. Очевидно, что эти явления, если они действительно имеют место, носят ограниченный характер.

С нашей точки зрения, важным моментом для понимания природы древних цирконов является их обнаружение в ультрабазитах реститовой природы. О том, что эти породы формировались под осевой зоной спрединга в ходе процессов образования океанической коры, убедительно свидетельствуют работы, показывающие хорошую корреляцию между степенью деплетированности реститов и степенью частичного плавления, при которой выплавлялись базальты, пространственно с ними ассоциирующие [Пейве, 2002; Bonatti et al., 1992; Klein, Langmuir, 1987; Michael, Bonatti, 1985; Niu et al., 1997]. Наличие древних цирконов с близкими возрастными спектрами в габброидах, базальтах и ультрабазитах реститовой природы, возможно, указывает на то, что источником древних цирконов является подлитосферная мантия - те ее горизонты, где происходят процессы выплавления толеитовых расплавов и образования тугоплавкого остатка (рестита) [Klein, Langmuir, 1987; Michael, Bonatti, 1995]. В ходе частичного плавления часть древних цирконов, содержавшихся в плавящемся мантийном субстрате, могла увлекаться расплавом, другая часть (по-видимому, меньшая) могла оставаться в тугоплавком остатке. Каким образом в мантии на уровне зоны магмогенерации под осевой зоной спрединга могли оказаться древние цирконы, при этом чрезвычайно широкого возрастного диапазона, если исключить присутствие там вещества блоков континентальной литосферы, дезинтегрированных и делимитированных на ранних стадиях раскрытия Атлантики? В работе [Бортников и др., 2008] делается предположение, что древние цирконы принесены в зону магмогенерации, находящуюся под осевой частью САХ, глубинным плюмом, дренировавшим при своем подъеме с больших мантийных глубин разновозрастные слэбы, погрузившиеся в мантию из зон субдукции. Если не касаться вопроса о том, насколько реально сохранение цирконов в погрузившихся слэбах, эта точка зрения не удовлетворительна по двум причинам. Во-первых, большая часть изученных нами базальтов и габброидов формировалась из расплавов, возникших при плавлении деплетированной мантии, где отсутствует какое-либо влияние обогащенного плюмового материала. В двух из изученных участков можно ожидать влияние плюма: между разломами Зеленого Мыса и Марафон [Dosso et al., 1991; 1993] и во впадине Маркова [Сколотнев и др., 2003а; Schilling et al., 1994], где наряду с деплетированными базальтами распространены и обогащенные базальты. Однако полихронные ряды древних цирконов одинаковы как в районах развития обогащенных базальтов, так и в районах распространения только деплетированных базальтов. Во-вторых, среди древних цирконов присутствуют зерна с возрастом более молодым (53-175 млн. лет), чем время раскрытия Атлантического океана. Трудно ожидать, что эти цирконы характеризуют вещество погрузившихся слэбов.

Учитывая все вышесказанное, очевидно, что древние цирконы либо могли, как сделано предположение в работе [Сколотнев и др., 2009], кристаллизоваться непосредственно в мантийном субстрате, являющемся источником современных толеитовых расплавов, на более ранних этапах геологической истории; либо попасть в этот субстрат в результате деструкции континентальной или протоконтинентальной коры и в дальнейшем благодаря механизму валиковых конвективных ячеек [Rabinowicz et al., 1984], как это предполагают Дж. Пайлот и др. [Pilot et al., 1998] для современного этапа раскрытия Атлантики, но происходивших при расколах более ранних континентов, чем Гондвана. По нашему мнению, возможны оба эти механизма.

По наиболее общепринятой модели строения мантии она состоит из нижней примитивной мантии и верхней мантии, обедненной несовместимыми элементами и радиогенными изотопами. Это обеднение произошло в результате выплавления из примитивной мантии вещества, приведшего к формированию континентальной коры [Hoffman, 1991]. В верхней мантии под слоем литосферной мантии выделяется реологически ослабленный слой – астеносфера, который под осевыми частями океанов поднимается близко к поверхности дна и в котором происходит генерация толеитовых деплетированных расплавов [Хаин, 1995; Хаин и Ломизе, 1995]. Таким образом, когда мы говорим о мантийном субстрате, являющемся источником древних цирконов, мы имеем в виду астеносферу. Как показывает изучение офиолитовых комплексов, представляющих собой разрезы древней океанической литосферы, расплавы, генерированные в астеносфере, мигрируют вверх к поверхности по изолированным каналам в мантии [Савельева и др., 2008; Kelemen et al., 1995]. Предполагается, что эти каналы могут образоваться либо в результате гидравлического трещинообразования в мантии [Nikolas, 1986], либо это дунитовый канал с большой пористостью, возникающий при медленном просачивании расплава [Kelemen et al., 1995]. В последнем случае канал маркируется телами дунитов, пироксенитов и хромитов [Савельева и др., 2008]. В работе [Савельева и др., 2007] сообщается, что в раннепалеозойских офиолитах Полярного Урала среди хромитовых тел обнаружены цирконы, сформировавшиеся там из мигрировавшего толеитового расплава.

Астеносфера прошла длительный путь развития, во многом коррелятный основным этапам формирования континентальной коры. Неоднократно в ходе геологической истории в литосферной мантии, а также и в самой астеносфере в зонах, локализованных под тектонически подвижными поясами рифтового типа, в каналах миграции расплавов, аналогичных описанным в работах [Савельева и др., 2008; Kelemen et al., 1995; Nikolas, 1986], могли кристаллизоваться цирконы. По-видимому, таким способом могло возникнуть большинство цирконов из двух выделенных нами групп: позднепротерозойского-фанерозойского возраста и с возрастом 1811 млн. лет, которые по всем параметрам похожи на цирконы, образующиеся из магматических расплавов. Выше была выдвинута рабочая версия, что они могли кристаллизоваться конкретно из деплетированных толеитовых расплавов.

В группе цирконов позднепротерозойского-фанерозойского возраста имеются зерна с возрастом меньшим, чем время раскрытия Атлантики (53-54 и 100 млн. лет). Эти зерна могли сформироваться в астеносферной мантии либо под осевой зоной спрединга на более ранних стадиях раскрытия Атлантики, либо на участках проявления внутриплитного вулканизма, имевшего место в это время на восточной окраине Центральной Атлантики [Мазарович, 1998] и обусловленного подъемом плюмов глубинной мантии. В любом случае данные цирконы могли оказаться под современной осью спрединга в результате конвективных течений, которыми может быть охвачена астеносфера. Важно заметить, что одно из этих зерен (см. выше) содержит ксенокрист более древнего фанерозойского циркона, очевидно, попавшего в астеносферу на более ранних этапах ее развития.

Мы предполагаем, что цирконы метаморфического облика и с метаморфическими геохимическими характеристиками возрастной группы с пиком 1880 млн. лет первоначально сформировались в пределах одного из гранулито-гнейсовых поясов, чрезвычайно распространенных в раннем протерозое и возникавших при коллизии протоплатформ. В недра астеносферы они могли попасть при последующей деструкуции (или деструкциях) континентов сначала вследствие дезинтеграции и деламинации краевых частей раскалывающихся континентов, а затем при вовлечении дезинтегрированных блоков в валиковые конвективные ячейки в соответствии с [Rabinowicz et al., 1984]. Как показывают наблюдения Н.А. Божко [2005], в докембрии процессы, связанные с периодическими объединениями и распадами континентов, нередко приурочены к одним и тем же тектонически ослабленным зонам. Попавшее в астеносферу вещество континентальной литосферы, находясь длительное время в ее недрах, подвергалось неоднократному переплавлению и в силу этого частично или полностью утрачивало свои континентальные изотопные и геохимические маркеры. Возможно, это происходило таким образом, как описано в работе [Morgan et al., 1999]. Цирконы при этом сохранились как реликтовые зерна.

Зерна цирконов протяженного полихронного ряда среднепротерозойского возраста могли попасть в астеносферу таким же путем, как и зерна предыдущей возрастной группы. Однако, возможно, в данном случае в астеносферу валиковыми конвективными течениями был затянут блок континентальной коры, содержащий горизонт песчаника, сконцентрировавший в себе разновозрастные цирконы.

Древние цирконы других возрастов могли оказаться в астеносфере одним из двух предложенных выше путей. Обнаруженная квазипериодичность в 200 млн. лет в полихронном ряду изученных древних цирконов близка к продолжительности цикла Бертрана, связанного с цикличностью процессов, протекающих на границе между океаном и континентом и включающих образование окраинных морей и островных дуг и их коллизию с континентом [Хаин, 1995; 2004; Хаин и Ломизе, 1995]. Период в 200 млн. лет составляет также около половины продолжительности цикла Вильсона [Хаин, 1995; 2004; Хаин и Ломизе, 1995], оцениваемой в работах [Божко, 2008; Никишин, 2008] в 400 млн. лет, и отражает периодичность образования суперконтинентов. Таким образом, можно ожидать, что цирконы, оказавшиеся в астеносфере, преимущественно образовывались в результате процессов, пространственно связанных с областями растяжения или коллизии литосферы, вблизи или на окраинах континентов или протоконтинентов.

Древние цирконы из щелочных вулканитов г. Картера встречены в породах, при формировании которых имело место плавление субконтинентальной литосферной мантии [Пейве и Сколотнев, 2009]. Результаты сейсмического профилирования в районе подводной возвышенности Сьерра-Леоне указывают на наличие континентальной коры в основании этой возвышенности [Панаев и Митулов, 1993]. Встреченные цирконы не древнее 700 млн. лет, а большая их часть имеет возраст, близкий ко времени панафриканского тектогенеза. Следовательно, в данном случае древние цирконы могли быть захвачены расплавом непосредственно из континентальной литосферы, фрагмент которой сохранился в районе возвышенности Сьерра-Леоне со времени раскрытия Атлантики.

Во всех точках зрения о природе древних цирконов в молодых породах Атлантического океана трудно поддается объяснению феномен полихронности древних цирконов, проявляющийся в масштабе одного образца. Если источником древних цирконов является астеносфера, как мы стремились показать это выше, то это означает, что астеносфера однородна в отношении насыщенности полихронными цирконами и, следовательно, вещество астеносферы активно перемешивается на протяжении всей истории своего существования. В этой связи мы предполагаем, что это перемешивание происходит в результате действовавших на протяжении всей истории ее развития и действующих сейчас различных течений в астеносфере. В первую очередь, это конвективные течения. На протяжении истории Земли характер конвективных течений в астеносфере изменялся от хаотичного через многоячеистый к одноячеистому к началу позднего протерозоя [Хаин и Ломизе, 1995]. С позднего протерозоя устанавливается режим чередования одномантийной конвекции в периоды существования суперматериков и двухъярусной в периоды их распада, когда конвекция отдельно охватывала нижнюю и верхнюю мантию. Как следует из работы [Rouzo et al., 1995], во время перехода от одноярусной к двухъярусной конвекции в астеносфере существует мелкоячеистая конвекция. Конвективные валиковые ячейки возникают также в осевой части срединно-океанических хребтов [Rabinowicz et al., 1984]. Во-вторых, течения в астеносфере инициируются плюмами более горячей глубинной мантии. Об этом много пишет в своих работах Дж. Шиллинг, основываясь на плюмовых геохимических и изотопных характеристиках молодых осевых базальтов в некоторых сегментах САХ [например, Schilling et al., 1994]. Возможно, эти течения также имеют конвективный характер. Таким образом, в астеносфере существует и существовала суперпозиция разноплановых и разномасштабных конвективных и иных течений.

Заканчивая обсуждение полученных результатов, нельзя не согласиться с авторами работы [Бортников и др., 1998], утверждающими, что изучение древних цирконов в молодых породах океана открывает новые возможности в познании состава, геодинамики и, следует добавить, эволюции глубинной подлитосферной мантии под океанами. Если дальнейшее изучение древних цирконов в молодых породах океана: их разнообразия, особенностей пространственного распространения, геохимии, изотопии, а также включений в них - подтвердит наши соображения об их происхождении, то это будет иметь, с нашей точки зрения, два важных следствия для понимания природы астеносферы. Во-первых, в эволюции астеносферы наряду с процессами частичного плавления ее первичного вещества в зонах декомпрессии и поставки вещества плюмами глубинной мантии важную роль играют процессы вовлечения вещества блоков континентальной литосферы, дезинтегрированных и делимитированных во время раскола континентов. Во-вторых, в результате постоянного существования в астеносфере разноплановых и разномасштабных конвективных и иных течений и процессов частичного плавления вещество разных источников относительно хорошо гомогенизируется.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

1. Проведено локальное U-Pb изотопное датирование цирконов, выделенных из различных пород гребневой зоны Срединно-Атлантического хребта и г. Картера (поднятие Сьерра-Леоне) в Центральной Атлантике. В обогащенных базальтах, щелочных вулканитах, габброидах и плагиогранитах обнаружены молодые цирконы, сформировавшиеся in situ, и древние цирконы, являющиеся ксеногенными для этих пород. В некоторых габброидах, плагиогранитах и перидотитах встречены только молодые цирконы, а в деплетированных базальтах и в одном из перидотитов обнаружены только древние цирконы.

2. Присутствие древних цирконов в новообразованной океанической литосфере во всех ее слоях независимо от способа образования представляет собой универсальное повсеместное явление в Центральной Атлантике.

3. По морфологии, внутреннему строению и геохимическим особенностям среди молодых цирконов выделяются три разновидности: 1) призматические кристаллы с преимущественными концентрациями U=18-297 г/т и Th=9-289 г/т при величине отношения Th/U=0.4-1.17, распространенные в габброидах, плагиогранитах и диоритах; 2) единственный удлиненнопризматический кристалл с высокими концентрациями U=1707-2106 г/т при Th=603-642 г/т и Th/U=0.30-0.39, встреченный в обогащенном базальте; 3) изометричные кристаллы с равномерно развитыми гранями призмы и пирамиды, в которых изученные геохимические параметры могут достигать очень высоких значений (U до 2088 г/т, Th до 4145 г/т и Th/U до 27.91), обнаруженные в туфах щелочного состава. Все они обладают осцилляторной зональностью.

4. Возраст молодых цирконов, отобранных из пород гребневой зоны САХ, варьирует от 0.38 до 11.26 млн. лет и последовательно увеличивается по мере удаления от осевой зоны хребта. Этот факт является еще одним доказательством спрединга океанского дна. При этом скорость полуспрединга, вычисленная по возрасту изученных цирконов, близка к скорости полуспрединга, рассчитанной по магнитным аномалиям. В случаях, когда имеет место несовпадение возраста океанского дна, определенного двумя выше указанными способами, удается восстановить более сложную историю становления гребневой зоны, чем история спрединга дна. В частности, выявляются такие тектонические события, как перескоки оси спрединга.

5. Возраст молодых цирконов с г. Картера (58 млн. лет) указывает время формирования вулканической постройки.

6. Древние ксеногенные цирконы образуют протяженный полихронный ряд возрастов от 53 до 3200 млн. лет. На хронологической шкале цирконы с различным возрастом располагаются группами с квазипериодичностью около 200 млн. лет, временные интервалы которых приблизительно соответствуют времени глобальных эпох тектогенеза, имевших место в истории геологического развития Земли.

7. Выделяется несколько возрастных групп древних цирконов, объединяющих зерна с близкими морфологическими и геохимическими характеристиками. Это: 1) призматические зерна позднепротерозойского–фанерозойского возраста (от 53 до 700 млн. лет) со слабо резорбированными гранями с хорошо сохранившейся или «просвечивающей» осцилляторной зональностью и с геохимическими параметрами, свойственными магматическим цирконам; 2) призматические зерна с возрастом 1811 млн. лет с сильно резорбированными гранями и ребрами с фрагментарной или «просвечивающей» осцилляторной зональностью и с геохимическими параметрами, свойственными магматическим цирконам; 3) овоидные и сильно резорбированные призматические зерна с хаотичной внутренней структурой, с метаморфическими геохимическими параметрами, с возрастным пиком около 1880 млн. лет.

8. Проведенные исследования свидетельствуют о том, что древние ксеногенные цирконы, обнаруживаемые в молодых породах гребневой зоны САХ, захватывались расплавом или включались в тугоплавкий рестит, по-видимому, в подлитосферной мантии на уровне зоны магмогенерации (в астеносфере). Сделано предположение, что цирконы могли оказаться в мантии двумя способами: 1) неоднократно на протяжении геологической истории они кристаллизовались в астеносфере из мигрирующих через нее расплавов и 2) попадали в астеносферу вместе с блоками дезинтегрированной и делимитированной континентальной литосферы при расколе континентов, более ранних, чем Гондвана. Это означает, что древние цирконы в молодых породах океана могут являться своеобразными возрастными реперами в длительной истории развития астеносферы и индикаторами процессов, определяющих ее эволюцию.

9. Полихронность древних цирконов, проявляющаяся даже в масштабе одного образца, может являться свидетельством активного перемешивания вещества на уровне астеносферы. Сделано предположение, что это перемешивание происходит в результате периодически возникающих и разрушающихся разноплановых и разномасштабных внутриастеносферных конвективных и иных течений.

Работы проводились при финансовой поддержке программы Президиума РАН № 20 и грантов РФФИ 09-05-00150-а и 10-05-00391-а. Рейсы НИС «Профессор Логачев» организовывались ПМГРЭ за счет средств Федерального агентства по недропользованию МПР РФ.

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

1. Агапова Г.В., Шарапов В.Н. Морфоструктура восточного сочленения осевого рифта Срединно-Атлантического хребта (САХ) и разлома Зеленого Мыса // Океанология. 1993. № 2. С. 263-268.

2. Бельтенев В.Е., Иванов В.Н., Сколотнев С.Г. и др. Новые данные о сульфидных рудопроявлениях в рифтовой впадине Маркова на Срединно-Атлантическом хребте в Экваториальной Атлантике (6° с.ш.) // Доклады РАН. 2004. Т. 395. № 2. С. 215-220.

3. Беляцкий Б.В., Лепехина Е.Н., Антонов А.В. и др. Возраст и происхождение цирконов габброидов САХ // Геология морей и океанов. Материалы XVII Международной научной конференции (Школы) по морской геологии. М.: ГЕОС, 2007. Т. IV. С. 192-195.

4. Беляцкий Б.В., Шулятин О.Г., Лепехина Е.Н., Сергеев С.А. Полихронные цирконы из габброидов Срединно-Атлантического хребта и их изотопно-геохимические особенности // VI Рабочее совещание Российского отделения международного проекта InteRidge. Тезисы докладов. СПб: ВНИИОкеангеология, 2009. С. 41-44.

5. Божко Н.А. Орогенические пояса докембрия: типизация и место в суперконтинентальных циклах // Материалы 38-го тектонического совещания «Тектоника земной коры и мантии. Тектонические закономерности размещения полезных ископаемых». М.: ГЕОС, 2005. Т. 1. С. 60-65.

6. Божко Н.А. Суперконтинентальная цикличность как выражение пульсационного характера глобальных тектонических процессов на фоне упорядоченного структурного плана Земли // Материалы 41-го тектонического совещания «Общие и региональные проблемы тектоники и геодинамики». М.: ГЕОС, 2008. Т. 1. С. 102-105.

7. Бортников Н.С., Савельева Г.Н., Матуков Д.И. и др. Возраст циркона из плагиогранитов и габбро по данным SHRIMP: плейстоценовая интрузия в рифтовой долине Срединно-Атлантического хребта, 5°30.6′–5°32.4′ с.ш. // Доклады РАН. 2005. Т. 404. № 1. С. 94-99.

8. Бортников Н.С., Шарков Е.В., Богатиков О.А. и др. Находки молодых и древних цирконов в габброидах впадины Маркова, Срединно-Атлантический хребет, 5°30.6′–5°32.4′ с.ш. (результаты SHRIMP II U/Pb датирования): значение для понимания глубинной геодинамики современных океанов // Доклады РАН. 2008. Т. 421. № 2. С. 240-248.

9. Ескин А.Е. Особенности формирования рудных габброидов в 3-м слое океанической коры // Доклады РАН. 2009. Т. 426. № 5. С. 644-648.

10. Кепежинскас П.К., Разницин Ю.Н., Мазарович А.О. и др. Состав мантии и магматические камеры разлома Долдрамс (Центральная Атлантика) // Магматизм и тектоника океанов. М.: Наука, 1990. С. 122-143.

11. Мазарович А.О. Структуры и этапы эволюции вулканических островов и подводных гор тропической Атлантики // Геотектоника. 1998. № 4. С. 53-65.

12. Никишин А.М. Геологическая история Земли // Материалы 41-го тектонического совещания «Общие и региональные проблемы тектоники и геодинамики». М.: ГЕОС, 2008. Т. 2. С. 59-62.

13. Панаев В.А., Митулов С.Н. Сейсмостратиграфия осадочного чехла Атлантического океана. М.: Недра, 1993. 246 с.

14. Пейве А.А. Структурно-вещественные неоднородности, магматизм и геодинамические особенности Атлантического океана. М.: Научный Мир, 2002. 287 с.

15. Пейве А.А., Савельева Г.Н., Сколотнев С.Г., Симонов В.А. Строение и деформации пограничной области кора-мантия в разломе Вима, Центральная Атлантика // Геотектоника. 2001. №. 1. С. 16-35.

16. Пейве А.А., Сколотнев С.Г. Щелочной вулканизм цепи подводных гор Батиметристов (Центральная Атлантика): характеристика, сопоставления // Доклады РАН. 2009. Т. 425. № 1. С. 76-82.

17. Перфильев А.С., Разницин Ю.Н., Пейве А.А. и др. Зона сочленения разлома Зеленого Мыса и южного сегмента рифтовой долины Срединно-Атлантического хребта: магматизм и структура // Петрология. 1996. Т. 4. № 2. С. 183-199.

18. Петрова В.В., Сколотнев С.Г., Чистякова Н.И. Особенности состава акцессорного циркона из туфов горы Картера (поднятие Сьерра-Леоне, Восточная Атлантика // Доклады РАН. 2010. T. 431. №1. C. 67-71.

19. Пущаровский Ю.М., Сколотнев С.Г., Пейве А.А. и др. Геология и металлогения Срединно-Атлантического хребта. 5–7° с.ш. М.: ГЕОС, 2004. 152 с.

20. Разницин Ю.Н. Тектоническая расслоенность литосферы молодых океанов и палеоокеанических бассейнов. М.: Наука, 2004. 176 с.

21. Савельева Г.Н., Соболев А.В., Батанова В.Г. и др. Структура каналов течения расплавов в мантии // Геотектоника. 2008. № 6. С. 1-21.

22. Савельева Г.Н., Суслов П.В., Ларионов А.Н. Вендские тектоно-магматические события в мантийных комплексах офиолитов Полярного Урала: данные U-Pb датирования циркона из хромитов // Геотектоника. 2007. № 2. С. 23-33.

23. Сколотнев С.Г. Габброиды разломной зоны Вима: структуры, состав и тектоническое положение // Петрология. 2003. Т. 11. № 1. С. 18-31.

24. Сколотнев С.Г., Бельтенев В.Е., Лепехина Е.Н., Ипатьева И.С. Молодые и древние цирконы из пород океанической литосферы в Центральной Атлантике, геотектонические следствия // Геология морей и океанов. Материалы XVIII Международной научной конференции (Школы) по морской геологии. М.: ГЕОС, 2009. Т. V. С. 251-255.

25. Сколотнев С.Г., Лепехина Е.Н., Ипатьева И.С. Возраст цирконов из магматических пород впадины Маркова (осевая зона САХ, 5–6° с.ш.) и вопросы взаимодействия тектонических, магматических и гидротермальных процессов // VI Рабочее совещание Российского отделения международного проекта InteRidge. Тезисы докладов. СПб: ВНИИОкеангеология, 2009. С. 30-33.

26. Сколотнев С.Г., Пейве А.А., Бортников Н.С. и др. Геология рудовмещающих рифтовых впадин в районе разлома Сьерра-Леоне в Приэкваториальной Атлантике // Доклады РАН. 2003. Т. 391. № 2. С. 232-238.

27. Сколотнев С.Г., Пейве А.А., Лаврушин В.Ю. и др. Геологическое строение и признаки гидротермальной рудоносной активности в зоне сочленения южного сегмента рифта с трансформным разломом Долдрамс (Центральная Атлантика) // Доклады РАН. 2006. Т. 407. № 3. С. 372-377.

28. Сколотнев С.Г., Пейве А.А., Ляпунов С.М. Тектоно-вулканическая активность гребневой части Срединно-Атлантического хребта между разломами Зеленого Мыса и Меркурий (Центральная Атлантика) // Петрология. 1999. Т. 7. № 6. С. 591-610.

29. Сколотнев С.Г., Пейве А.А., Симонов В.А. и др. Вулканизм Срединно-Атлантического хребта в районе разлома Сьерра-Леоне (Центральная Атлантика.) // Russian Journal of Earth Sciences. 2003. Т. 5. № 2.

30. Сколотнев С.Г., Турко Н.Н., Соколов С.Ю. и др. Новые данные о геологическом строении зоны сочленения Зеленомысского поднятия, котловины Зеленого Мыса и подводных гор Батиметристов (Центральная Атлантика) // Доклады РАН. 2007. Т. 416. № 7. С. 1037-1041.

31. Сколотнев С.Г., Цуканов Н.В., Турко Н.Н., Пейве А.А. Новые данные о тектонической активности в гребневой зоне Срединно-Атлантического хребта на 5–6° с.ш. // Доклады РАН. 2004. Т. 395. №1. С. 89-90.

32. Соболев А.В., Дмитриев Л.В., Цамерян О.П. и др. О структуре и происхождении геохимической аномалии в базальтах Срединно-Атлантического хребта между 12 и 18° с.ш. // ДАН СССР. 1992. Т. 326. №3. С. 541-546.

33. Строение зоны разлома Долдрамс: Центральная Атлантика / Пущаровский Ю.М. (ред.). М.: Наука, 1991. 224 с.

34. Строение зоны разлома Зеленого Мыса: Центральная Атлантика / Пущаровский Ю.М. (ред.). М.: Наука, 1989. 199 с.

35. Хаин В.Е. Основные проблемы современной геологии. М.: Наука, 1995. 188 с.

36. Хаин В.Е. Тектоника континентов и океанов. М.: Научный мир, 2001. 605 с.

37. Хаин В.Е. Тектоника и динамика Земли // Тектоника и геодинамика. СПб.: Изд-во ВСЕГЕИ, 2004. С. 33-41.

38. Хаин В.Е., Ломизе М.Г. Геотектоника с основами геодинамики. М.: Изд-во МГУ, 1995. 479 с.

39. Шулятин О.Г., Андреев С.И., Беляцкий Б.В., Трухалев А.И. Структурно-тектоническая позиция и возраст плутонических базит-ультрабазитовых комплексов САХ // 60 лет в Арктике, Антарктике и Мировом океане. СПб.: Изд-во ВНИИОкеангеология, 2008. С. 392-408.

40. Auzende J.M., Bideau D., Bonatti E. et al. Direct observation of a section through slow-spreading oceanic crust // Nature. 1989. Vol. 337. P. 726-729.

41. Baldwin, S.L., Ireland T.R. A tale of two eras: Plio-Pleistocene unroofing of Cenozoic and late Archean zircons from active metamorphic core complexes, Solomon Sea, Papua New Guinea // Geology. 1995. Vol. 23. P. 1023-1026.

42. Black L.P., Kamo S.L. TEMORA 1: a new zircon standard for U-Pb geochronology // Chemical Geology. 2003. Vol. 200. P. 155-170.

43. Bonatti E. Subcontinental mantle exposed in the Atlantic ocean on the St. Peter-Paul islets // Nature. 1990. Vol. 345. P. 800-802.

44. Bonatti E., Crane K. Oscillatory spreading explanation of anomalously old uplifted crust near oceanic transforms // Nature. 1982. Vol. 300. P. 343-345.

45. Bonatti E., Ligi M., Borsetti A. et al. Lower Cretaceous deposits trapped near the equatorial Mid-Atlantic Ridge // Nature. 1996. Vol. 380. P. 518-520.

46. Bonatti E., Ligi M., Brunelli D. et al. Mantle thermal pulses below the Mid-Atlantic Ridge and temporal variations in the formation of oceanic lithosphere // Nature. 2003. Vol. 423. P. 499-505.

47. Bonatti E., Ligi M., Gasperini L. et al. Imaging crustal uplift, emersion and subsidence at the Vema Fracture zone // EOS. 1994. No 9. P. 371-372.

48. Bonatti E., Ligi M., Gasperini L. et al. Transform migration, and vertical tectonics at the Romanche fracture zone, equatorial Atlantic // J. Geophys. Res. 1994. Vol. 99. N B11. P. 21779-21802.

49. Bonatti E., Peyve A., Kepezhinskas P. et al. Upper mantle heterogeneity below the MAR (0–15° N) // Journ. Geophys. Res. 1992. Vol. 97. № B4. P. 4461-4476.

50. Cande S.C., LaBrecque J.L., Haxby W.F. Plate kinematics of the South Atlantic: Chron 34 to present // Journ. Geoph. Res. Vol. 93. N. B11. 1988. P. 13479-13492.

51. Cannat M., Mamaloukas-Frangooulis V., Auzende J.M. et al. A geological cross-section of the Vema Fracture zone transversive ridge, Atlantic ocean // J. Geodynamics. 1991. Vol. 13. № 2-4. P. 97-118.

52. Cannat M., Lagabrielle Y., Bougault H. et al. Ultramafic and gabbroic exposures at the Mid-Atlantic Ridge: geological mapping in the 15° N region // Tectonophysics. 1997. № 279. P. 193-213.

53. Corfu F., Hanchar J.M., Hoskin P.W.O., Kinny P. Atlas of Zircon Textures // Zirkon. Reviews in mineralogy & geochemistry. 2003. Vol. 53. P. 468-500.

54. Dosso L., Bougault H., Joron J.L. Geochemical morphology of the North Mid-Atlantic Ridge, 10–24° N: trace element - isotope complementarity // Earth and Planet. Sci. Lett. 1993. Vol. 120. P. 443-462.

55. Dosso L., Hanan B.B., Bougault H. et al. Sr-Nd-Pb geochemical morphology between 10° and 17° N on Mid-Atlantic Ridge: a new MORB isotope signature // Earth Planet. Sci. Lett. 1991. Vol. 106. № 1. P. 29-43.

56. Doucelance R., Escrig S., Moreira M. et al. Pb-Sr-He and trace element geochemistry of the Cape Verde Archipelago // Geoch. Cosm. Acta. 2003. Vol. 67. № 19. P. 3717-3733.

57. Frey F.A., Weiss D., Borisova Y.A., Xu G. Involment of continental crust in the formation of the Cretaceous Kerguelen plateau: new perspectives from ODP Leg 120 Sites // J. Petrol. 2002. Vol. 43. P. 1207-1239.

58. General bathymetric chart of the ocean (GEBCO) 1 : 10000000 // Ottawa: Canad. Hydrogr. Serv., 1982.

59. Gibson S.A., Thompson R.N., Day J.A. et al. Melt generation processes associated with the Tristan mantle plume: constraints of the origin of EM-1 // Earth Planet. Sci. Lett. 2005. Vol. 237. P. 744–767.

60. Hoffman A.W. Chemical differentiation of the Earth: The relationships between mantle, continental crust, and oceanic crust // Earth Planet. Sci. Lett. 1991. Vol. 90. P. 297-314.

61. Honnorez J., Mevel C., Montigny R. Geotectonic significance of gneissic amphibolites from the Vema Fracture zone, Equatorial Mid-Atlantic Ridge // Journ. Geophys. Res. 1984. Vol. 89. № B9. P. 11379-11400.

62. Hoskin P.W.O., Schaltegger U. The Composition of zircon and igneous and metamorphic petrogenesis // Zirkon. Reviews in mineralogy & geochemistry. 2003. Vol. 53. P. 27-62.

63. Kelemen P.B., Shimizu N., Salters V.J.M. Extraction of Mid-Ocean-Ridge basalt from the upwelling mantle by focused flow of melt in dunite channels // Nature. 1995. Vol. 375. P. 747-753.

64. Klein E.M., Langmuir Ch.H. Global correlations of ocean ridge basalt chemistry with axial depth and crustal thickness // Journ. Geophys. Res. 1987. Vol. 92. №B8. P. 8089-8115.

65. Klitgord K., Schouten H. Plate kinematics of the central Atlantic // The geology of North America: the western Atlantic region. DNAG Ser. 1978. Vol. 1. P. 351-377.

66. Leg 209. Preliminary Report. Drilling mantle peridotite along the Mid-Atlantic Ridge from 14° to 16° N // www-ODP. Taamu. Edu. 2003.

67. Ludwig K.R. Squid 1.00 Users Manual // Berkeley Geochronology Center, Special Publication. USA. 2000. № 2. 340 p.

68. Michael P.J., Bonatti E. Peridotite composition from the North Atlantic: Regional and tectonic variations and implications for partial melting // Earth Planet. Sci. Lett. 1985. Vol. 73. P. 91-104.

69. Morgan J.Ph., Morgan W.J. Two stage melting and geochemical evolution of the mantle: a recipe for mantle plume-pudding // Earth Planet. Sci. Lett. 1999. Vol. 170. P. 215-239.

70. Nicolas A. A melt extraction based on structural studies in the mantle peridotites // J. Petrol. 1986. Vol. 27. P. 999-1022.

71. Niu Ya., Langmuir Ch.H., Kinzler R.J. The origin of abyssal peridotites: a new perspective // Earth Planet. Sci. Lett. 1997. Vol. 152. P. 251-265.

72. Peyve A., Bonatti E., Brunelli D. et al. New date on some MAR structures: preliminary results of R/V Akademik Nikolaj Strakhov 22 cruise // InterRidge News. 2000. Vol. 9. № 2. P. 28.

73. Pilot J., Werner C.D., Haubrich F., Baumann N. Paleozoic and Proterozoic zircons from the Mid-Atlantic Ridge // Nature. 1998. Vol. 393. P. 676-679.

74. Rabinowicz M., Nicolas A., Vigneresse J.L. A rolling mill effect in asthenosphere beneath oceanic spreading centers // Earth Planet. Sci. Lett. 1984. Vol. 67. P. 97-108.

75. Roest W.R., Collete B.J. The Fifteen Twenty Fracture zone and North American–South American plate boundary // J. Geol. Soc. 1986. Vol. 143. № 5. P. 833-843.

76. Rouzo S., Rabinowicz M., Briais A. Segmentation of mid-ocean ridges with an axial valley induced by small mantle convection // Nature. 1995. Vol. 374. P. 795-798.

77. Sandwell D.T., Smith W.H.V. Marine gravity anomaly from Geosat and ERS 1 satellite altimetry // Journal of Geophysical Researcher. 1997. Vol. 102. P. 10039-10054.

78. Schilling J., Hanan B., McCulli B. et al. Influence of the Sierra Leone mantle plume on the equatorial Mid-Atlantic Ridge: A Nd–Sr–Pb isotopic study // J. Geoph. Res. 1994. Vol. 99. No. B6. P. 12005-12028.

79. Stacey J.S., Kramers J.D. Approximation of terrestrial lead isotope evolution by a two-stage model // Earth Planet. Sci. Lett. 1975. Vol. 26. P. 207-221.

80. Terra F., Wasserburg J.A. U-Pb method of the isotopic dating of the minerals // Earth Planet. Sci. Lett. 1972. Vol. 17. P. 36-51.

81. Wiedenbeck M., Alle P., Corfu F., et al. Three natural zircon standards for U–Th–Pb, Lu–Hf, trace element and REE analysis // Geostandard Newsletter. 1995. Vol. 19. P. 1-3.

82. Williams I.S. Applications of microanalytical techniques to understanding mineralizing processes // Reviews in Economic Geology. 1998. Vol. 7. P. 1-35.

Younger and Older Zircons from Rocks of the Oceanic Lithosphere in the Central Atlantic and Their Geotectonic Implications

S. G. Skolotnev^a, V. E. Bel’tenev^b, E. N. Lepekhina^c, and I. S. Ipat’eva^a

a - Geological Institute, Russian Academy of Sciences, Moscow, Russia

b - Polar Marine Geosurvey Expedition, Lomonosov, Russia

c - Russian Geological Research Institute, St. Petersburg, Russia

Abstract - Local U-Pb dating of zircons separated from various rocks in the crest zone of the Mid-Atlantic Ridge (MAR) and Carter Seamount (Sierra Leone Rise) is performed. Younger zircons formed in situ in combination with older xenogenic zircons are revealed in enriched basalts, alkaline volcanic rocks, gabbroic rocks, and plagiogranites. Only older zircons are found in depleted basalts and peridotites. Older zircons are ubiquitous in the young oceanic lithosphere of the Central Atlantic. The age of the younger zircons from the crest zone of the MAR ranges from 0.38 to 11.26 Ma and progressively increases receding from the axial zone of the ridge. This fact provides additional evidence for spreading of the oceanic floor. The rate of half-spreading calculated from the age of the studied zircons is close to the rate of half-spreading estimated from magnetic anomalies. The age of the younger zircons from Carter Seamount (58 Ma) corresponds to the age of the volcanic edifice. Older zircons make up an age series from 53 to 3200 Ma. Clusters of zircons differing in age reveal quasiperiodicity of about 200 Ma, which approximately corresponds to the global tectonic epochs in the geological evolution of the Earth. Several age groups of older zircons combine grains close in morphology and geochemistry: (1) Neoproterozoic and Phanerozoic (53–700 Ma) prismatic grains with slightly resorbed faces, well-preserved or translucent oscillatory zoning, and geochemical features inherent to magmatic zircons; (2) prismatic grains dated at 1811 Ma with resorbed faces and edges, fragmentary or translucent zoning, and geochemical features inherent to magmatic zircons; (3) ovoid and highly resorbed prismatic grains with chaotic internal structure and metamorphic geochemical parameters; the peak of their ages is 1880 Ma. The performed study indicates that older xenogenic zircons from young rocks in the crest zone of the MAR were captured by melt or incorporated into refractory restite probably in the sublithospheric mantle at the level of magma generation in the asthenosphere. It is suggested that zircons could have crystallized from the melts repeatedly migrating through the asthenosphere during geological history or were entrapped by the asthenosphere together with blocks of disintegrated and delaminated continental lithosphere in the process of breakup of the continents older than Gondwana. The variability in the age of older zircons even within individual samples may be regarded as evidence for active stirring of matter as a result of periodically arising and destroyed within-asthenospheric convective flows varying in orientation and scale.

Ссылка на статью:

Сколотнев С.Г., Бельтенев В.Е., Лепехина Е.Н., Ипатьева И.С. Молодые и древние цирконы из пород океанической литосферы Центральной Атлантики, геотектонические следствия // Геотектоника. 2010. № 6. С. 24-59.