А. В. Гущин
Институт минералогии, геохимии
и кристаллохимии редких элементов, г. Москва
 
Кергелен – модель эволюции вещественного состава
вулканитов и оценки металлогенического потенциала
океанических плюмов
 
Кергеленское плато представляет собой эталонный объект крупных океанических провинций изверженных пород. Это третье по величине океаническое плато отличается от других подобных объектов длительной историей развития, разнообразием составов пород, детальной изученностью в обнажениях и по кернам океанического бурения. Начало видимой эволюции Кергеленского плюма связано с распадом Восточной Гондваны, в частности, – с разделением континентов Индии, Австралии и Антарктиды в раннемеловое время. Возраст наиболее древних комплексов Кергеленского плато раннемеловой, а самый молодой вулканизм, известный на островах Херд, Макдональд и в Кергеленском архипелаге, относится к голоцену.
В настоящее время площадь Кергеленской провинции изверженных пород (вместе с относимым к ней ранее поднятием Броукен-Ридж) составляет около 2 000 000 км2, Кергеленского архипелага – около 6500 км2. Мощность земной коры в пределеах Кергеленского плато около 20 км, что более, чем в три раза превышает среднюю мощность океанической коры.
Излияния базальтовых лав, составляющих более 85 % площади плато, происходили преимущественно в субаэральных условиях. Подводные лавы отмечены только в северной части Кергеленского плато. В настоящее время большая часть этого плато находится в подводном положении, что свидетельствует о его погружении в результате остывания Антарктической плиты вследствие ее отодвигания от зон активного спрединга центральной части Индийского океана. В надводном положении находится центральная зона северной части плато, где проявлен четвертичный вулканизм.
Возраст вулканитов в пределах плато закономерно омолаживается в направлении с юго-востока на северо-запад – от раннемелового в Южно-Кергеленском сегменте до миоцен-четвертичного в Северо-Кергеленском, под которым находится головная часть современного плюма.
Анализ вещественного состава вулканитов, представленных восемнадцатью разновозрастными комплексами, позволяет выделить четыре этапа (цикла) эволюции Кергеленского плюма:
  • раннемеловой (готерив-аптский) этап – 119–107 млн лет – 4 комплекса;
  • ранне-позднемеловой (альб-кампанский) – 101–68 млн лет – 3 комплекса;
  • ранне-позднеолигоценовый – 34–25 млн лет – 4 комплекса;
  • позднеолигоценовый-голоценовый этап – (25 млн лет – поныне) – 7 комплексов.
Лавы первого (раннемелового) этапа распространены в южной части подводного Кергеленского плато и вскрыты пятью скважинами программы подводного бурения (ODP). Ранние извержения этого этапа представлены преимущественно низкокалиевыми базальтами (119–110 млн лет). Более поздние (109 млн лет) базальты и андезито-базальты умереннокалиевые, редко высококалиевые. Завершают этап вулканиты ультракалиевой серии западного отрога Южно-Кергеленского плато банки Элан (107–109 млн лет) – тефриты, фонотефриты, трахиты и риолиты.
Второй этап представлен вначале альб-сантонскими (101–83 млн лет) преимущественно умереннокалиевыми, реже – низкокалиевыми базальтами. Завершается он высоко- и ультракалиевыми, иногда – щелочными вулканитами кампана (68–69 млн лет). Они вскрыты в пределах банки Скифф (западный отрог Северо-Кергеленского плато) скважиной 1139 ODP и слагают бимодальную ассоциацию, в которой кислые вулканиты агпаитовой и плюмазитовой серий (трахиты и риолиты) преобладают над тефритами, фонотефритами, трахибазальтами и трахиандезитобазальтами.
Третий этап начинается раннеолигоценовыми (34 млн лет) излияниями преобладающих низкокалиевых базальтов (Северо-Кергеленское плато, скв. 1140 ODP). Они сопровождаются более редкими умереннокалиевыми базальтами (29–28 млн лет). Их сменяют преимущественно умереннокалиевые базальты (29–28 млн лет) и редкие умеренно- и высококалиевые базальты. Поздние лавы этого этапа представлены, главным образом, высококалиевыми базальтами и трахибазальтами (25 млн лет), распространенными в юго-восточной части Кергеленского архипелага, где они прорваны дайками высоко- и ультракалиевых базанитов и некками ультракалиевых трахитов.
Четвертый этап в позднем олигоцене – раннем миоцене характеризуется массовыми излияниями умереннокалиевых базальтов центральной и юго-восточной частей Кергеленского архипелага. Начиная с позднего миоцена (около 10 млн лет тому назад), их сменяют высоко- и ультракалиевые, изредка – щелочные вулканиты основного, среднего и кислого составов (нефелиниты, лейцититы, базаниты, тефрифонолиты и фонолиты, трахиты, латиты и риолиты). Агпаитовые породы (фонолиты) отмечаются в этом цикле на двух уровнях: в позднем миоцене (10.2–6.6 млн лет) и в плейстоцене. Они известны в юго-восточной части Кергеленского архипелага и на островах Макдональд в центре плато.
Таким образом, в каждом из этапов массовые излияния низко- или умереннокалиевых платобазальтов сменяются извержениями высоко- и ультракалиевых основных, средних, реже – кислых лав. Завершающие фазы первого-третьего платобазальтовых этапов отвечают коротким (1–2 млн лет) интервалам между подавляющими проявлениями основного низко- и умереннощелочного магматизма. Кремнекислые породы широко распространены в конце второго этапа, за которым последовал длительный, растянувшийся на 34 млн лет, перерыв магматической активности. В четвертом этапе высоко- и ультракалиевые лавы проявлены в гораздо более широком возрастном интервале (около 10 млн лет). Первые три этапа и начало четвертого (20–25 млн лет) отвечают стадии океанических плато. Поздняя фаза четвертого этапа (10.2 млн лет – поныне) ближе к типу локальных горячих точек – океанических островов.
Приведенная ниже таблица средних составов вулканитов Кергеленского плато позволяет оценить их относительную распространенность по числу анализов (№). Следует отметить преобладание умереннокалиевых лав и незначительное распространение пород среднего состава.
Таблица
Средние составы вулканитов Кергеленского плато
№ п.п
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
Тип
12
21
22
23
32
33
42
43
44
45
545
SiO2
49.55
47.17
50.06
53.12
50.29
52.97
50.66
54.49
60.62
64.08
63.43
TiO2
1.71
2.66
2.57
2.53
3.18
2.81
3.41
1.92
0.63
0.47
0.53
Al2O3
15.37
14.42
14.96
14.41
15.69
15.35
16.00
18.45
18.54
16.57
16.20
FeO*
11.55
12.42
11.98
11.46
11.27
10.70
10.40
7.37
4.82
5.11
5.48
MnO
0.20
0.21
0.20
0.17
0.19
0.18
0.18
0.20
0.14
0.16
0.18
MgO
7.70
9.55
6.33
5.11
4.92
4.05
4.07
2.07
0.66
0.33
0.37
CaO
10.87
9.74
9.86
8.50
8.51
7.63
6.43
5.31
2.18
1.69
1.20
Na2O
2.68
2.73
2.92
3.21
3.32
3.39
3.86
4.88
5.72
5.57
6.56
K2O
0.21
0.71
0.80
1.11
2.05
2.30
4.03
4.57
6.50
5.93
5.83
P2O5
0.17
0.39
0.32
0.38
0.60
0.62
0.97
0.75
0.19
0.10
0.21
Alk
2.88
3.44
3.72
4.33
5.37
5.69
7.89
9.45
12.2
11.5
12.4
AI
0.30
0.36
0.38
0.45
0.49
0.53
0.67
0.71
0.89
0.94
1.06
Rb
–
21
–
24
–
44
62
90
140
101
102
Ba
74
305
203
239
–
466
1361
1096
397
497
28
Sr
207
436
318
340
–
417
826
1187
269
90
9
Zr
104
204
184
223
–
316
443
666
968
768
504
Hf
–
4.60
–
5.23
–
6.99
–
14.3
–
–
–
Nb
8.13
29.3
18.5
19.2
–
33.7
62.3
124
130
69.5
86.1
Ta
–
–
–
1.12
–
1.93
–
8.15
–
–
–
Th
–
3.15
–
2.67
4.01
4.03
7.73
16.8
–
–
–
Zn
–
115
–
130
–
–
113
–
113
129
120
Cr
–
337
–
80
112
32.1
135
–
–
–
–
Ni
–
192
–
27.2
–
20.9
57.0
13.1
–
3.9
–
V
–
229
–
250
–
218
164
67.3
–
–
–
Y
25.7
25.1
30.4
32.4
–
36.3
38.1
46.7
37.9
36.4
43.7
La
8.74
24.7
18.2
22.2
34.3
35.2
61.1
91.3
94.8
93.4
85.4
Ce
20.3
52.4
42.2
53.8
74.6
78.3
132
176
192
189
143
Nd
13.4
28.7
24.3
29.4
38.6
41.9
62.8
74.6
73.8
75.5
69.4
Sm
3.65
6.10
5.81
7.01
8.38
8.94
12.4
13.5
12.6
13.2
13.2
Eu
1.33
2.01
1.95
2.28
2.75
2.83
4.26
4.58
2.98
2.22
1.10
Tb
–
0.88
–
1.13
–
1.31
–
1.67
–
–
–
Yb
2.44
2.09
2.69
2.78
2.57
3.03
2.78
3.56
3.62
4.52
3.35
Lu
–
0.30
–
0.39
0.38
0.43
0.42
0.51
–
–
–
N
80
18
175
20
60
14
14
10
18
13
10
 
Примечания. № п.п: 1 – низкокалиевые базальты; 2–4 – умереннокалиевые: низкокремнеземистые базальты (2), умереннокремнеземистые базальты (3), андезитобазальты (4); 5–6 – высококалиевые базальты (5) и андезитобазальты (6); 7–11 – ультракалиевые: тефриты и фонотефриты (7), трахиандезиты и латиты (8), трахиты (9), трахиты и кварцевые трахиты (10), агпаитовые трахиты (11).
Тип – цифровые обозначения петрогеохимических типов [1]. Alk = Na2O + K2O; AI – коэффициент агпаитовости. N – число анализов в общей выборке по Кергеленскому плато, представленной 519-ю анализами 45 петрогеохимических типов. Содержания петрогенных окислов приведены в мас. % в пересчете на 100 % их суммы, содержания микроэлементов – в граммах на тонну.
 
Распределение микроэлементов определяется преимущественно уровнями содержаний калия. Низкокалиевые базальты обеднены Ti, Na, Ba, Sr, Zr, легкими РЗЭ. Максимальные концентрации Ti, P и Ba свойственны тефритам и фонотефритам. Агпаитовые трахиты обеднены Ba, Sr и Eu, что свидетельствует о фракционировании полевых шпатов при выплавлении и дифференциации этих магм.
С целями оценки металлогенического потенциала кергеленских и других магматических комплексов океанических плато следует обратиться к их петрологическим особенностям. Они определяются субстратами и условиями генерации (температурами, степенями плавления), внедрения и дифференциации магм. Различия потенциала океанических и континентальных плюмов определяются особенностями их геодинамической позиции и вещественного окружения. Многие океанические горячие точки в начальной стадии своего развития были внутриконтинентальными. Примерами могут быть плюмы, связанные с распадом Гондваны. Следствия первоначально континентального положения Кергеленского плюма отмечаются многими исследователями. В частности, с этим связывают проявления кислых магм, высокие (“континентальные”) значения отношений 87Sr/86Sr и другие.
Наиболее высокий металлогенический потенциал плюмового магматизма установлен для его докембрийских проявлений. Температуры “суперплюмов” докембрия были на 150–190 °С выше, чем у их фанерозойских аналогов [3]. Коматииты, типичные представители докембрийских внутриплитовых магм, характеризуются медно-никелевой металлогенической специализацией. Медно-никелевое месторождение Печенгской металлогенической зоны Кольского полуострова связано с раннепротерозойским геодинамическим комплексом океанических островов [2]. Месторождения хромитов, сульфидных медно-никелевых руд, платиноидов, Fe–Ti–V-оруденение (Бушвельд, Великая Дайка Зимбабве, Бураковское и другие месторождения Западно- и Восточно-Карельской зон [2]) представляют проявления докембрийского плюмового магматизма. Высокие начальные температуры расплавов способствуют формированию крупных магматических камер. Их длительное остывание на большой глубине благоприятствует интенсивной дифференциации силикатных магм и высвобождению рудных компонентов.
Индикатором процессов дифференциации магм Кергеленского плато служат особенности состава базальтов. Низкие содержания магния, хрома и никеля во многих из них (иногда менее 5 мас. % MgO) свидетельствуют об интенсивной дифференциации исходных магм. С ними могут быть связаны кумулятивные ультрамафитовые и мафитовые магмы, перспективные для формирования месторождений хромитов, сульфидов меди и никеля, платиноидов. Большие мощности земной коры (около 20 км) в пределах океанических плато благоприятны для образования крупных расслоенных интрузивов типа Бушвельдского массива, который иногда называют “неизлившимися траппами”.
Земная кора океанических плато лишь в верхней своей части сложена базальтами. Нижние, главные, ее объемы формируются процессами андерплейтинга – наращивания коры снизу. Вполне вероятно, что отсутствие крупных месторождений типа Бушвельдского связано с недостаточной величиной эрозионного среза комплексов фанерозойских океанических плато.
В группе щелочных пород Кергелена присутствуют нефелиниты, базаниты, фонолиты и трахиты. В ассоциациях с подобными породами или с их плутоническими аналогами встречаются проявления карбонатитовых магм, известные в обстановках океанических горячих точек (на островах Зеленого Мыса и Канарских). Возможными предпосылками для формирования карбонатитов служат находки карбонатов с магматическими структурами в мантийных ксенолитах и карбонатных сегрегаций в позднекайнозойских агпаитовых лавах Кергелена [4]. Благоприятные условия для формирования и сохранения карбонатитов создаются в конце каждого из четырех отмеченных этапов, когда наименее вероятны процессы их поглощения высокотемпературными расплавами базальтов.
 
Литература
  • Гущин А. В., Гусев Г. С. Геохимические особенности магматических пород и металлогеническая характеристика геодинамических обстановок // Н. В. Межеловский, А. Ф. Морозов, Г. С. Гусев (ред.). Геохимическая и металлогеническая специализация структурно-вещественных комплексов. М.: МПР РФ, ИМГРЭ, Геокарт, РосГео, 1999. С. 23–158.
  • Схема металлогенического районирования России. Масштаб 1 : 5 000 000 / Главный редактор Н. В. Межеловский, отв. исполнитель Г. С. Гусев. М. 2002. Карта на 8 листах. Объяснительная записка 163 с. (МПР РФ, ИМГРЭ, ГЕОКАРТ).
  • Abbott D. H., Isley A. E. The intensity, occurrence, and duration of superplumes events and eras over geological time // J. Geodynamics. 2002. V. 34. P. 265–307.
  • Moine B., Gregoire M., Cottin J.-Y., Sheppard S. M. F., O’Reilly S. Y., Giret A. Volatile-bearing ultramafic to mafic xenolites from the Kerguelen Archipelago (southen Indian Ocean): evidence for carbonatites in the mantle // J. African Eart Sci., 2001. V. 33. № 1. P. 051.