Магматические амфиболы и слюды в океанических перидотитах и некоторые особенности связанных с ними расплавов: район разлома 15^o20 с.ш. Срединно-Атлантического хребта

Б. А. Базылев¹, С. А. Силантьев¹, Г. Дж. Б. Дик², Н. Н. Кононкова¹

¹Институт геохимии и аналитической химии им. В. И. Вернадского РАН
²Вудсхольский океанографический институт, Лаборатория Мак Лин, США (Woods Hole Oceanographic Institution, MacLean Laboratory, USA)

Содержание

Аннотация

Введение

Биотит и роговая обманка довольно часто присутствуют в океанических габброидах и более кислых плутонических породах, которые обычно относятся к жильным образованиям [Cannat and Casey, 1995; Cannat et al., 1992; Silantyev, 1998]. В абиссальных перидотитах, особенно реститогенного происхождения, слюды и роговые обманки встречаются значительно реже, чем в плутонических магматических образованиях основного и кислого составов. Традиционно рассматриваются два альтернативных механизма кристаллизации этих минералов в породах 3-го слоя океанической коры: магматический (из сильно дифференцированных расплавов) (например, [Arai and Matsukage, 1996; Arai et al., 1997]) и метаморфический, связанный с гидротермальной циркуляцией морской воды под срединно-океаническими хребтами (например, [Cannat and Casey, 1995; Silantyev, 1998]).

Ранее авторами было показано [Bazylev et al., 1999], что амфиболы и слюды в океанических шпинелевых перидотитах имеют различное происхождение, связанное с разными источниками воды. В качестве таких источников могут рассматриваться просачивающаяся в глубинные коровые горизонты морская вода; или магматические расплавы, поступающие из мантии и связанные с ними ювенильные водные флюиды.

Задача настоящей работы заключалась в получении новых данных о составах слюд и амфиболов в мантийных перидотитах Срединно-Атлантического хребта (САХ), кристаллизация которых непосредственно связана с магматическими расплавами. В контексте рассматриваемой проблемы была предпринята попытка оценки возможных составов расплавов, равновесных с магматическими амфиболами и слюдами в океанических мантийных реститах, а также некоторых параметров магматизма, специфичных для осевой зоны САХ между 14 и 15^o с.ш.

Тектоническое положение и краткое описание изученных образцов

Образцы ультраосновных пород, послужившие объектом исследования были драгированы в гребневой зоне пределах Срединно-Атлантического хребта (САХ) в ходе 16-го рейса НИС "Академик Борис Петров''. Ниже приводится краткое описание районов драгирования и петрографических типов пород, характерных для них.

Драга ABP-16-62

(14^o55 с.ш., 44^o29 з.д.), южный борт долины разлома 15^o20 с.ш. в его пассивной части, восточнее пересечения с южным сегментом рифтовой долины. Перидотиты, полученные на этой станции, представлены клинопироксенсодержащими шпинелевыми гарцбургитами (хромистость первичных шпинелидов Cr/(Cr+Al) 0,36-0,49) отчасти сильно рассланцованными и милонитизированными. Все породы интенсивно серпентинизированы. В части образцов сохранились крупные зерна ортопироксена (до 2-3 мм) с ламеллями клинопироксена. Клинопироксен также присутствует в виде редких мелких ксеноморфных зерен на краю зерен ортопироксена или бастита. Роговая обманка слагает мономинеральные амфиболитовые прожилки (от 30 мкм до 3 см), согласные со сланцеватостью в рассланцованных породах, а также рассеянные зерна (до 0,3 мм), развивающиеся по оливину и ортопироксену. Флогопит в перидотитах этой станции не обнаружен. Хромшпинелид присутствует в виде буроватых зерен, иногда окаймленных магнетитом.

Образец 62-7 - милонитизированный гарцбургит содержащий довольно мощный (3-5 мм) амфиболовый прожилок. Средний размер отдельных зерен амфибола в пределах прожилка - около 0,1 мм. Образец 62-8 - шпинелевый гарцбургит с тонким (0,05 мм) амфиболовым прожилком. Мелкие зерна амфибола (до 0,05 мм) рассеяны в нацело серпентинизированной матрице этой породы. В образце обнаружены как крупные зерна реликтового ортопироксена (до 2 мм), так и необласты этого минерала (0,1 мм), развитые вблизи амфиболовых прожилков. Образец 62-10 содержит мелкие (до 0,05 мм) округлые зерна клинопироксена, локализованные главным образом вблизи краевых участков ортопироксеновых зерен. Амфибол и в этих породах не обнаружен. Образец 62-11 - примечателен присутствием достаточно крупного амфиболитового прожилка (толщина более, чем 5 мм). В составе прожилка отмечено непрозрачное зерно хромшпинелида с признаками коррозии (0,3 мм), а также мелкие (около 5 мкм) интерстициальные зерна плагиоклаза (An₃₉ ) и апатита.

В перидотитах, поднятых этой драгой, отсутсвуют признаки магматических жильных образований габбрового или диоритового облика, однако габброиды, содержащие слюду и имеющие щелочную геохимическую специфику, ранее были описаны среди драгированных в этом районе пород [Silantyev, 1998].

Драга ABP-16-68

(14^o49 с.ш., 45^o05 з.д.), западный склон рифтовой долины южнее разлома 15^o20 с.ш. Эта станция драгирования представляет особый интерес, поскольку расположена в непосредственной близости от пика геохимической аномалии 14^o48 c.ш. Перидотиты, драгированные в этом районе, относятся к относительно свежим клинопироксенсодержащим шпинелевыми гарцбургитами (Cr# в первичном шпинелиде - 0,48-0,60, Mg# в оливине - 91,7-92,3). В породе сохранились крупные зерна ортопироксена (до 5 мм). Зерна хромшпинелида красновато-бурые, иногда непрозрачные.

Роговая обманка присутствует в виде мелких бесцветных округлых рассеянных зерен (до 0,05-0,1 мм), приуроченных к краевым частям крупных баститизированных зерен ортопироксена, где ассоциирующий с амфиболом пироксен не сохранился. Клинопироксен или рассеян в матрице, или приурочен к краевым частям баститизированных ортопироксенов и петрографически неотличим от роговой обманки. В образцах 68-14 и 68-19 сохранились участки ортопироксена, вмещающие клинопироксен. В образце 68-19 зерна роговой обманки встречаны вне ортопироксена, непосредственно в оливине.

Редкие рассеянные бесцветные пластинки флогопита (до 0,05 мм) часто ассоциируют с роговой обманкой и ортопироксеном (в частности, образец 68-2). Одно из зерен роговой обманки в оливине в образце 68-3 содержит мелкое (5 мкм), округлое включение рутила.

В ряде гарцбургитов присутствуют магматические прожилки. В образцах 68-8, 68-18, 68-19 и 68-27 они достигают по мощности первых сантиметров и представлены диоритами, сложенными зернами бурой роговой обманки (до 1,5 мм), пластинками бурого биотита (до 0,8 мм), плагиоклазом (обычно полностью пренитизированным), а также обильными зернами ильменита, циркона и апатита. Краевые части бурых зерен роговой обманки сложены зеленоватым или бесцветным амфиболом, который образует также и отдельные призматические зерна, особенно обильные на контакте диорита и гарцбургита, где с амфиболом ассоциирует зеленоватый биотит и тальк.

Магматический прожилок в образце 68-37 (1,5 мм толщины) представлен габбро-норитом и в центральной части сложен плагиоклазом (An₄₁ ), клинопироксеном (табл. 1, #10), ортопироксеном (табл. 1, #18) и редкими мелкими зернами циркона. Ближе к краю основность плагиоклаза возрастает (An_56-79 ) и с ним ассоциирует только ортопироксен. Контактовая зона имеет мономинеральный состав и сложена ортопироксеном, или ортопироксеном с бесцветной роговой обманкой. Местами в эндоконтакте прожилка встречаются участки, сложенные бурой роговой обманкой и плагиоклазом.

Во вмещающем гарцбургите мелкие (до 0,1 мм) зерна бесцветной роговой обманки (табл. 2, #11) приурочены к контакту между ортопироксеном (табл. 1, #17) и клинопироксеном (табл. 1, #9) вблизи шпинели (табл. 3, #7). На этом участке присутствуют также контактирующие пироксены без роговой обманки в контактовой зоне (табл. 1, #8, 16).

Аналитические методы

Содержания главных элементов в минералах определялись на рентгеновском электронном микроанализаторе CAMECA CAMEBAX в ГЕОХИ РАН, Москва, с использованием ускоряющего напряжения 15 кВ и токе зонда 35 нА. Время анализа составляло 10 с для Si, Ti, Al, Fe, Mg, Ca и Na и 30 с для Mn, Ni, V, Zn, Cl и K. Измерения проводились при размере пучка 1-2 мкм. При измерении состава центральных частей крупных ортопироксенов для устранения эффектов, связанных с рападом твердого раствора, использовалось измерение в растре размером 55 и 12,512,5 мкм. В качестве эталонов использовались натуральные (пироксен PYR21, оливин OLC1, шпинель UV126 [Лаврентьев и др., 1974]) и синтетические минералы. Точность измерения (по одной точке) характеризуется стандартным отклонением ( s, масс.%), зависящим от анализируемого элемента и его содержания в минерале ( x, масс.%). Для всех элементов, за исключением Na и Mg, при их содержании в минерале выше 0,6 масс.% оксида, эмпирическая зависимость между s и x выглядит так:

(1)

а для более низких содержаний s = 0,03. Для Na и Mg точность определения несколько меньше.

Содержания резкоземельных и редких элементов в минералах определялись методом вторично-ионной масс-спектроскопии (SIMS) на ионном микрозонде Саmeca IMS-4f в Институте Микроэлектроники, Ярославль, Россия. Методика измерений аналогична описанной в работе [Соболев, 1997]. Содержания элементов определялись по отношению содержания их наиболее представительного изотопа к содержанию изотопа ³⁰Si. Использованные калибровочные кривые были построены по данным измерения 15 природных стекол и клинопироксенов, составы которых предварительно были аттестованы методами изотопного разбавления и масс-спектроскопии индуктивно-связанной плазмы. Ток зонда составлял 5-7 нA, а диаметр сфокусированного пучка варьировал в пределах 10-40 мкм. Для минимизации влияния сложных ионов использовалось фильтрование энергии с офсетом 100 эВ. Содержание европия рассчитывалось по данным измерения содержаний изотопов 151 и 153 во избежание влияния BaO [Johnson et al., 1990]. Специальной коррекции на влияние комплексных ионов в водосодержащих минералах не производилось. Точность измерений составляла не менее 20% для большей части измеренных элементов в клинопироксенах и роговых робманках, и для Ti, Zr, Li, Sr, Ce и Y в ортопироксенах. Для остальных элементов точность определения не хуже чем 40%. Содержания редкоземельных элементов в части клинопироксенов были определены на ионном микрозонде Cameca IMS-3f в Вудсхольском океанографическом институте (Woods Hole, MA, USA) с использованием стандартной методики [Johnson et al., 1990; Shimizu and Hart, 1982].

Основные стадии перекристаллизации мантийных перидотитов

Исследованные породы характеризуются типичным для абиссальных шпинелевых перидотитов изменением составов минералов, связанным с реакциями, протекающими при остывании мантийного вещества после отделения от него магматического расплава:

(2)

(3)

Эти реакции минералообразования, протекающие в абиссальных перидотитах, ранее были описаны в [Arai and Fujii, 1978; Dick, 1989; Fujii, 1990; Hamlin and Bonatti, 1980; Juteau et al., 1990]) и используются для геотермометрии процессов перекристаллизации мантийных пород.

Петрографически первая реакция проявляется в кристаллизации ксеноморфных зерен хромшпинели на контакте ортопироксен-оливин и сопровождается понижением содержаний алюминия и хрома от центра зерна пироксена к краю. Вторая реакция проявляется в распаде твердого раствора пироксена и появлении ламеллей клинопироксена в матрице ортопироксена, причем ламелли имеют тенденцию перекристаллизовываться в изометричные зерна, тяготеющие к межзерновым границам. Эта реакция сопровождается понижением содержания кальция в ортопироксене от центров крупных зерен (если анализировать вещество матрицы вместе с ламеллями) до их краевых участков и присутствующих в них необластов, где ламелли отсутствуют, а содержания кальция близки и соответствуют содержанию кальция в матрице центральных частей зерен ортопироксена на непосредственном контакте к ламеллями клинопироксена. Вблизи крупных зерен хромшпинелида составы силикатов испытывают аномальное обеднение железом связанное с субсолидусным перераспределением Fe-Mg. В настоящей работе термин "первичный минерал'' используется для фаз мантийных перидотитов (оливин, пироксены, хромшпинелид), обнаруживающих указанные типичные изменения состава вследствие субсолидусных реакций, как это свойствено этим породам (например, [Dick, 1989; Juteau et al., 1990]). Вышесказанное, однако, не означает, что все эти минералы были стабильны при солидусной температуре или что их состав отвечает солидусному.

Так, форма выделений клинопироксена в исследованных перидотитах свидетельствует о том, что он не являлся солидусным минералом. Центральные участки порфиробластов ортопироксена в гарцбургитах из драги 68, измеренные в растре, обнаруживают однородное и повышенное содержание кальция, алюминия и хрома. Среди серии гарцбургитов этой драги, однако, эти содержания негативно коррелируют со средней хромистостью шпинелида. Поскольку необласты клинопироксена и хромшпинелида вокруг крупных зерен ортопироксена в изученных породах редки, отмеченные особенности составов ортопироксенов могут означать, что центральные части зерен ортопироксенов сохраняют состав, близкий к солидусному (OpxS). Это позволяет оценить баланс масс для реакции субсолидусной перекристаллизации ортопироксена (3) в гарцбургитах драги 68:

(4)

где OpxS, Opx/C и Cpx/O - средние составы минералов из табл. 1 в масс.%, а Opx/C и Cpx/O соответствуют составам пироксенов на непосредственном контакте.

В случае, когда оливин, пироксены или хромшпинелид обнаруживают необычный состав или зональность, которая не может быть объяснена упомянутыми выше реакциями (например, вследствие переуравновешивания с расплавом или реакций кристаллизации роговой обманки или флогопита), для этих минералов или их соответствующих генераций в настоящей работе используется термин "вторичные''.

После отделения расплава и субсолидусной рекристаллизации часть исследованных перидотитов была интрудирована основными и кислыми расплавами, что проявилось в образовании габбровых и диоритовых прожилков. Влияние этих магматических событий на минералогию вмещающих перидотитов ограничено довольно узкой областью, непосредственно примыкающей к прожилкам. В образце 68-37 магнезиальность Mg# оливина постепенно изменяется от 85,0 на контакте с прожилком габбро до 86,6 на 0,6 мм от контакта, до 89,1 на 1,6 мм от контакта, до 91,2 на 2,2 мм от контакта, до 91,5 на 3,1 мм от контакта и до 91,7 на 7,3 мм от контакта и далее. Последнее значение, по-видимому, соответствует составу оливина, не измененному при взаимодействии с поздними расплавами. Хромшпинелид обнаруживает высокое (порядка 1 масс.% оксида) содержание титана лишь на непосредственном контакте с прожилком, где оно сопровождается также пониженным содержанием магния. Однако уже на расстоянии 5 мм от прожилка состав хромшпинелида уже не несет признаков взаимодействия с расплавом. На контакте с диоритовым прожилком (в образце 68-18), область изменения составов первичных минералов в перидотите ограничена еще более узким интервалом: магнезиальность оливина возрастает от 75,5 на контакте до 89,0 на 0,25 мм от контакта, до 91,4 на 0,35 мм от контакта, до 91,8 на 0,4 мм от контакта и до 92,5 на расстоянии 0,8 мм и дальше от контакта. Вариации магнезиальности оливина не сопровождаются систематическими вариациями содержаний никеля и кальция в этом минерале.

Следующая стадия перекристаллизации перидотитов связана с кристаллизацией амфиболсодержащих метаморфических минеральных ассоциаций под воздействием циркулирующих под срединно-океаническими хребтами гидротермальных флюидов, которые являются производными от морской воды.

При наиболее высокой температуре этого процесса роговая обманка является единственным водным минералом. Для исследованных гарцбургитов были расчитаны реакции амфиболизации, сбалансированные по содержаниям главных элементов (Ca, Mg, Si, Al, а для реакции (6) также Cr). Составы минералов - по данным для гарцбургита 68-37 (в масс.%):

(5)

где источником глинозема являются первичные пироксены, и

(6)

где дополнительным источником глинозема является также хромшпинелид.

При более низких температурах в изученных породах эта стадия сопровождается развитием тремолита, хлорита и талька (а в габбровых и диоритовых прожилках - также и пренита). Роговая обманка, флогопит, ортопироксен и плагиоклаз при этом интенсивно замещаются. Следующая стадия перекристаллизации пород - серпентинизация, в ходе которой серпентином замещаются все первичные и вторичные силикаты перидотитов, так что информация о метаморфической истории пород стирается.

Состав породообразующих минералов

Главные элементы.

По содержанию титана слюды в исследованных породах разделяются на низкотитанистые (менее 0,62 масс.% TiO ₂ ), определенно не магматические, и высокотитанистые - вероятно, магматические. Среди последних выделяются магнезиальные флогопиты (табл. 4, #1, 6), формирующие рассеянные мелкие пластинки в гарцбургитах (1,6-2,3 масс.% TiO₂, Mg# 93,2-93,7), низкохромистые и высоконатровые (0,2-0,6 масс.% Cr₂O₃, 1,5-1,6 масс.% Na₂O), а также железистые (Mg# 56-82) биотиты из диоритовых прожилков (табл. 4, #4, 5, 7), которые характеризуются высокой титанистостью (2,6-4,3 масс.% TiO₂ ) и низким содержанием хрома (0,0-0,10 масс.% Cr₂O₃ ). По составу эти биотиты близки к ранее описанным биотитам из габброидов и габбровых прожилков, секущих океанические перидотиты [Cannat and Casey, 1995; Silantyev, 1998].

Роговые обманки по содержанию титана разделяются на высокотитанистые, предположительно магматические (1,3-2,7 масс.% TiO₂ ) и низкотитанистые (менее 0,7 масс.% TiO₂ ), предположительно не магматического происхождения. Высокотитанистые роговые обманки присутствуют в виде рассеянных зерен в гарцбургитах (табл. 2, #1-4, 7), ассоциируют с высокотитанистыми флогопитами и ортопироксенами и отличаются высокой магнезиальностью (Mg# 91,6-92,5), высокими содержаниями хрома (0,5-2,0 масс.% Cr₂O₃ ) и довольно высокими содержаниями калия (0,36-0,54 масс.% K₂O). Первичная бурая магматическая роговая обманка в диоритовых прожилках имеет низкую магнезиальность (Mg# 53-58), высокое содержание титана (2,4 масс.% TiO₂ ), повышенное содержание калия (0,41-0,47 масс.% K₂O), при практическом отсутствии хрома.

Ассоциирующие с высокотитанистыми роговой обманкой и флогопитом ортопироксены из гарцбургитов (табл. 1, #14, 15) обеднены глиноземом (1,1-1,4 масс.%), хромом (0,2-0,3 масс.% оксида) и кальцием (0,5-0,8 масс.% оксида) и заметно обогащены титаном (0,22-0,25 масс.% оксида) относительно первичного ортопироксена, но не обнаруживают отличия от него по магнезиальности. Для этих пироксенов температура кристаллизации по Са-ортопироксеновому геотермометру [Brey and Köhler, 1990] определяется не ниже чем 870-950^o C (табл. 1). Температура кристаллизации пироксенов в габбровых прожилках, определенная по ряду геотермометров, близка к 1000^o C (табл. 1).

На фоне низкотитанистых хромшпинелидов, типичных для реститовых перидотитов, резко выделяются обогащенные титаном составы (более 0,6 масс.% TiO₂ ) шпинелидов, ассоциирующих с высокотитанистыми амфиболами. В одном случае (табл. 3, #10) это зерна присутствуют непосредственно на контакте габбро-гарцбургит, в другом (табл. 3, #4) - локализованы в центральной части амфиболового прожилка.

Рис. 1

Рис. 2

Содержания РЗЭ в исследованных роговых обманках сильно варьируют (тaбл. 5, рис. 1) и различаются более чем в 100 раз. Роговым обманкам из диоритовых прожилков свойственны наиболее высокие содержания РЗЭ (Yb_N около 600, (La/Yb)_N =0,56) (здесь и далее индексом N обозначены содержания, нормализованные к хондриту по [Anders and Grevesse, 1989]). Их составы сравнительно обеднены самыми легкими и самыми тяжелыми РЗЭ относительно Sm и имеют отрицательную Eu аномалию. Высокотитанистые роговые обманки из гарцбургитов имеют более низкие содержания РЗЭ и более плоские спектры распределения нормализованных содержаний РЗЭ: (La/Sm)_N =0,5-1,0; (Sm/Yb)_N =1,35-1,65, при наиболее высоких содержаниях Ce и Nd и характерной негативной Eu аномалией. Роговые обманки диоритов обнаруживают также резко выраженные негативные аномалии Sr, Ba, Ti и Zr (рис. 2). Высокотитанистым роговым обманкам из гарцбургитов присущи все эти аномалии, кроме циркониевой.

Рис. 3

Рис. 4

Ни один из проанализированных на ионном зонде составов пироксена (табл. 5) не может рассматриваться как равновесный с роговой обманкой. Проанализированные клинопироксены характеризуются ровными спектрами с явными признаками обогащения ЛРЗЭ (рис. 3, 4). Ортопироксены обеднены средними и тяжелыми РЗЭ, но в гарцбургитах из драги 62 обогащены ЛРЗЭ. Проанализированные клинопироксены обнаруживают также негативные Ti, Zr, Sr, Nb и Ba аномалии.

Ортопироксенам присуща положительная аномалия Li, при этом ортопироксены из драги 68 характеризуются негативными Sr и Ba аномалиями, а из драги 62 - позитивной Sr аномалией и негативной Zr аномалией.

Оценка равновесности составов минеральных фаз и сосуществующих расплавов

Рис. 5

В расчетах, приводимых ниже, использованы коэффициенты распределения элементов между минералами и расплавом, указанные в табл. 6. Как отмечалось выше, солидусной ассоциацией в исследованных гарцбургитах является парагенезис: Ol+OpxS+Spl, а кристаллизация клинопироксена и роговой обманки происходила при субсолидусной температуре. Тем не менее, если разница в величине коэффициентов распределения элементов между минералами (Opx/Cpx, Opx/Hbl) при солидусной и субсолидусной температуре невелика (что считается общепринятым в настоящее время), и если система была закрытой для привноса элементов при субсолидусной кристаллизации клинопироксена и роговой обманки (как это было продемонстрировано выше рассчетом баланса масс для случая кристаллизации клинопироксена за счет распада твердого раствора солидусного ортопироксена, реакция (4)), то рассчитанные (по коэффициентам распределения минерал/расплав) составы расплавов, равновесные с составами субсолидусных пироксенов, должны быть близки к составу расплава, равновесного с солидусным ортопироксеном. Это иллюстрирует рис. 5, где сопоставлены составы расплавов, равновесные с субсолидусным клинопироксеном образец 68-14, и с солидусным ортопироксеном, состав которого оценен с использованием баланса масс уравнения (4).

Поскольку реакции метаморфической амфиболизации указывают на обязательный привнос натрия в ходе этого процесса, даже если система закрыта для привноса главных элементов (реакции 5, 6), соответствие состава расплава, равновесного с субсолидусной роговой обманкой, составу расплава, равновесного с пироксенами из этого же образца, в общем, требует дополнительного подтверждения.

Рис. 6

Для оценки степени равновесности сосуществующих минералов (что важно для выяснения происхождения роговой обманки) и степени неоднородности расплавов для однотипных пород с одной станции драгирования в настоящей работе были сопоставлены составы гипотетических расплавов, равновесных с разными минералами. Составы расплавов, равновесных с ортопироксенами и клинопироксенами гарцбургитов из драги 68, довольно близки (рис. 6). Неполное совпадение составов является суммарным эффектом аналитических ошибок и неполного соответствия коэффициентов распределения минерал/расплав для разных минералов. Возможно, оно отражает также реальные вариации составов последних порций расплавов, отделявшихся от разных образцов одной и той же драги, поскольку определенные различия в составах первичных минералов указывают на вариации степени частичного плавления для перидотитов из одной драги. Существенно, что состав расплава, равновесный с низкотитанистой роговой обманкой из гарцбургита, по содержаниям всех элементов соответсвует составу расплава, равновесного с пироксенами. Таким образом, это является свидетельством отсутствия существенного привноса редкоземельных и редких элементов при метаморфической кристаллизации низкотитанистой роговой обманки, по крайней мере в данном случае.

Рис. 7

Рассчитанные составы расплавов, равновесные с ортопироксенами и клинопироксенами из гарцбургитов драги 62, также довольно близки (рис. 7). Составы расплавов, равновесные с низкотитанистой и высокотитанистой роговой обманкой из этих гарцбургитов, значительно различаются как между собой, так и от состава расплава, равновесного с пироксенами. Это свидетельствует о том, что обе роговые обманки химически неравновесны с пироксенами и не могли кристаллизоваться без существенного привноса или выноса ряда редких и редкоземельных элементов. Составы этих амфиболов, таким образом, не могут быть использованы для реконструкции магматической истории перидотитов.

Рис. 8

Рассчитанные составы расплавов, равновесные с роговой обманкой и биотитом из диоритового прожилка схожи по содержаниям Ba, Nb, Sr и Ti (рис. 8), что свидетельствует о химической равновесности этих минералов, которую, в свою очередь, можно было предполагать из структурных соотношений между этими минералами. По содержаниям Ce, Yb, Y и Zr составы расплавов несколько различаются, что связано, по-видимому, или с высокой погрешностью определения содержания этих элементов в слюде из-за невысоких концентраций, либо с высокой неопределенностью значений коэффициентов распределения биотит/расплав для этих элементов.

На основании представленных выше данных, можно предположить, что средний состав расплава из равновесных с клинопироксенами 68-11 и 68-14 и роговой обманкой 68-14 (табл. 5, #2, 3, 7) является представительным и отражает состав последней порции расплава, отделявшейся от гарцбургитов из драги 68. Аналогичным образом, средний из составов расплавов, равновесных с клинопироксеном 62-10 и ортопироксеном 62-12 (табл. 5, #12, 13), следует рассматривать в качестве соответствующего составу последней порции расплава, отделявшейся от гарцбургитов драги 62. По-видимому, указанные расплавы генерировались в ходе глобального декомпрессионного плавления в мантийной колонне, воздымающейся под САХ в районе 14^o-15^o с.ш., поскольку преобладающая часть первичных минералов в изученных перидотитах отражает химическое равновесие с магматическими расплавами, характеризующимися подобными геохимическими параметрами. Эти модельные расплавы можно назвать главными, и они обозначены как M68-1 и M62-1 в табл. 7.

Сходство составов высокотитанистых роговых обманок в гарцбургитах 68-2 и 68-3, наряду с высоким содержанием в них титана, позволяет считать, что средний из рассчитанных составов расплавов, равновесных с этими амфиболами (табл. 5, #5, 6) близок к составу гипотетического расплава, просачивавшегося через еще горячие, хотя и солидифицированные перидотиты. Далее можно предположить, что средний состав расплава, из рассчитанных при допущении равновесности с роговой обманкой и биотитом из диоритового прожилка 68-8 (табл. 5, #8, 9), отражает состав расплава, интрудировавшего уже относительно остывшие перидотиты. Оба эти расплава (обозначенные соответственно как M68-2 и M68-3 в табл. 7) несомненно более поздние, чем главный расплав, и их влияние на составы первичных минералов перидотитов весьма ограничено и локально.

Чтобы выяснить вероятные взаимоотношения между различными расплавами, связанными с перидотитами из драги 68, было предпринято численное моделирование процесса фракционной кристаллизации. Поскольку содержания петрогенных элементов в расплавах неизвестны, принималось, что соотношение долей кристаллизующихся минералов остается неизменным на всех стадиях процесса. Кроме того, поскольку моделирование основывалось только на содержаниях редких и редкоземельных элементов, разделение долей оливина и ортопироксена, а также ильменита и рутила, задававшееся в расчетах, следует признать довольно ненадежным. Тем не менее, результаты расчетов свидетельствуют о том, что просачивавшийся сквозь перидотиты расплав (M68-2) мог быть производным от главного расплава (M68-1) после его 96,0% кристаллизационного фракционирования при следующем соотношении кристаллизовавшихся фаз (в масс.%):

(7)

Аналогичным образом, инъецированный расплав(M68-3) мог быть производным от главного расплава (M68-1) после 97,7% его кристаллизационной дифференциации при следующем соотношении кристаллизовавшихся фаз (в масс.%):

(8)

Как отмечалось выше, в доле ильменита может отражаться и содержание рутила, в случае его кристаллизации. При расчете уравнения (8), не предпринималась попытка оценки доли апатита и циркона, кристаллизовавшихся совместно с другими минералами. Соответственно, и содержания циркония в расплавах игнорировались. В целом, результаты расчетов демонстрируют возможность магматической кристаллизации высокотитанистых роговой обманки и биотита при высокой степени кристаллизационной дифференциации первичных раславов.

Обсуждение результатов

Магматические слюда и роговая обманка в мантийных перидотитах

В изученных шпинелевых перидотитах кристаллизация магматических роговых обманок и слюд проявляется в двух ассоциациях - в составе магматических прожилков (ассоциация Hbl+Bi+Pl Opx+Zr+Ilm+Ap, роговая обманка представлена эденитом, составы силикатов отличаются пониженной магнезиальностью) и в составе рассеянных зерен - следов просачивания расплава (ассоциация Hbl+Phl+Opx Ru, роговая обманка представлена паргаситом или эденитом, составы силикатов отличаются высокой магнезиальностью, определяющейся магнезиальностью силикатов во вмещающих гарцбургитах, типичны мелкие размеры зерен водных силикатов и их небольшое количество).

В обоих случаях роговым обманкам и слюдам свойственны высокие содержания титана (более 0,9 масс.% TiO₂ ), а роговым обманкам - также стабильные высокие содержания глинозема. Вариации составов этих минералов проявляются главным образом в их магнезиальности, которая, в свою очередь, определяется степенью химического переуравновешивания расплавов с минералами вмещающих гарцбургитов (тенденция к буферированию магнезиальности расплавов вмещающими перидотитами, слабо проявленная в случае диоритовых прожилков и отчетливо - в случае рассеянной роговообманково-флогопитовой минерализации).

Параметры кристаллизации магматических слюд и роговых обманок в составе разных ассоциаций в шпинелевых перидотитах довольно близки. Температура кристаллизации, оцененная главным образом по содержанию кальция в ортопироксене (табл. 1), составляет не ниже чем 870-950^o C, но не более чем 1000^o C. Давление при кристаллизации этих минералов, по-видимому, не превышало 6 кбар, поскольку давление отделения последней порции расплава (главного) от шпинелевых гарцбургитов драги 68, оцененное в работе [Bazylev and Silantyev, 2000\link10], составляет 6,3 кбар. Фугитивность кислорода при кристаллизации этих минералов была несколько выше, чем свойственная вмещающим мантийным шпинелевым перидотитам, но не превышала фугитивности на 1,2 лог. единицы большей, чем буфер QFM (табл. 3).

Кристаллизация магматических роговых обманок и слюд в исследованных перидотитах пространственно тесно сопряжена с кристаллизацией в этих же породах немагматических роговых обманок и флогопитов, главным отличием которых являются низкие содержания титана, но детальное рассмотрение генезиса этих минералов выходит за рамки задач данной статьи.

Основные черты расплавов, связанных с перидотитами

Пространственная приуроченность проявлений флогопитовой минерализации в шпинелевых перидотитах САХ к району геохимической аномалии 14^o48 с.ш. представляется неслучайной. По-видимому, присутствие обогащенных калием и водой расплавов, типичных для этого района [Соболев и др., 1992], является существенным фактором для кристаллизации флогопита и роговой обманки в перидотитах.

Следует отметить, что величины коэффициентов распределения минерал/расплав для редких элементов и особенно для редкоземельных элементов, а также коэффициэнтов плагиоклаз/расплав для Ba и Sr зависят от содержаний кремнезема и глинозема в расплаве [Bédard, 1994; Ionov et al., 1994; Vannucci et al., 1998]. Поскольку содержания петрогенных элементов в расплавах не определялись, в проведенном исследовании при расчетах были использованы некоторые постоянные значения коэффициентов распределения, что не могло не привести к определенным погрешностям и к полуколичественному характеру результатов моделирования кристаллизационной дифференциации магматических расплавов.

Рис. 9

Главные расплавы, отделявшиеся от гарцбургитов драг 68 и 62, обогащены ЛРЗЭ, характеризуются близкими величинами нормализованных по хондриту отношений (La/Sm)_N (10-12) и (Sm/Yb)_N (2,0-2,1), но несколько различаются по уровню содержаний ТРЗЭ, в частности, Yb_N - (7-26) (рис. 9, табл. 7). Эти черты состава не присущи базальтам и стеклам типа N-MORB, однако проявляются в ряде составов, так называемых ультраобогащенных расплавных включений в оливинах из базальтов данного региона СОХ [Соболев, 1997], которые демонстрируют величину (La/Sm)_N до 11,3 [Tsameryan et al., 2000\link40]. Сильное обогащение основных расплавов легкими редкоземельными элементами согласуется и с обогащенными ЛРЗЭ составами клинопироксенов в шпинелевых гарцбургитах, не содержащих роговой обманки и слюды, драгированных в соседних участках СОХ [Dick and Kelemen, 1992].

Просачивавшийся сквозь перидотиты расплав, из которого локально кристаллизовались высокотитанистые и магнезиальные роговая обманка и флогопит в шпинелевых гарцбургитах драги 68, был обогащен ТРЗЭ (Yb_N =140), что отражает высокую степень его дифференциации. Интенсивная кристаллизационная дифференциация подчеркивается также негативными Sr и Ti аномалиями, индикаторными для кристаллизации плагиоклаза и рутила.

Инъецировавший перидотиты драги 68 расплав, из которого кристаллизовались минералы диоритовых прожилков, включая роговую обманку и биотит, еще в большей степени обогащен средними и тяжелыми РЗЭ (Yb_N = 480) и, помимо негативных аномалий Ti и Sr (обусловленных, очевидно, кристаллизацией ильменита и плагиоклаза), характеризуется также негативной Zr аномалией, свидетельствующей о кристаллизации циркона. Отсутствие негативной Zr аномалии в просачивавшемся расплаве, таким образом, свидетельствует о том, что высокотитанистые и магнезиальные амфибол и флогопит кристаллизовались в перидотитах до внедрения в них диоритовых расплавов.

Хотя рассчитанные моды минералов при кристаллизационной дифференциации являются скорее полуколичественными, негативное значение моды для клинопироксена свидетельствует о том, что кристаллизация из расплавов оливина, ортопироксена, плагиоклаза, роговой обманки, биотита и ильменита сопровождалась растворением клинопироксена, более интенсивным, чем его кристаллизация, проявленная в габбровых прожилках. Крайне высокое значение моды для растворенного клинопироксена, по-видимому, связано с допущением химической равновесности клинопироксена и расплава (т.е. подразумевается растворение кумулятивного клинопироксена из прожилков габбро). Однако более вероятным представляется растворение рассеянного клинопироксена из перидотитов на ранних стадиях фракционирования расплава (или выпавшего из ортопироксена субсолидусного клинопироксена, который характеризуется сильным обогащением ЛРЗЭ). В этом случае растворявшийся клинопироксен мог быть неравновесен с расплавом, и его количество могло быть существенно меньше, чем следует при допущении его равновесности.

Так или иначе, но в конечном счете кристаллизация слюды и амфибола в исследованных перидотитах, по-видимому, связана с насыщением остаточных расплавов водой, калием и натрием вследствие высоких степеней их кристаллизационной дифференциации, т.е. с механизмом, предложенным ранее в работах [Arai and Matsukage, 1996; Arai et al., 1997].

Проблема источника воды и некогеррентных элементов

Существенно, что появление магматической слюды в минеральной ассоциации приурочено к поздней стадии кристаллизационной дифференциации расплавов и к моменту, когда перидотиты уже остыли до температуры ниже солидусной. Так, в образце 68-37 биотит отсутствует в составе габбро-норитовой ассоциации центральной части прожилка (Cpx-Opx-Pl), но появляется в более дифференцированных прожилках диоритового состава (в этом и других образцах), в которых клинопироксена уже нет (ассоциация Opx-Pl-Hbl-Bi).

Таким образом, слюду и роговую обманку в исследованных шпинелевых гарцбургитах нельзя всерьез рассматривать в качестве возможных фаз-источников воды и некогеррентных элементов: их кристаллизация фактически знаменует конец магматического процесса.

Тем не менее, это не снимает проблемы источника воды и некогеррентных элементов, в том числе и для кристаллизации описанных водных силикатов. Примечательно, что рассчитанные составы главных расплавов для гарцбургитов из драг 68 и 62 обнаруживают явное сходство с составами базальтоидов типа OIB, в частности, с гомогенизированными расплавными включениями в оливине из перидотитовых ксенолитов в базальтах о. Кергелен [Schiano et al., 1994]. Композиционные признаки расплавов типа E-MORB или OIB рассчитанных расплавов согласуются с локализацией станций драгирования 62 и 68 вблизи пика крупнейшей в Центральной Атлантике геохимической аномалии 14^o48 с.ш. [Соболев и др., 1992]. Кроме того, именно для сегмента САХ непосредственно южнее разлома 15^o20 с.ш., где расположены станция драгирования 68, установлено присутствие мантийных перидотитов, по изотопным характеристикам отвечающим обогащенной субконтинентальной литосферной мантии [Silantyev et al., 2001\link36].

Определенные в настоящей работе составы главных расплавов для шпинелевых перидотитов из драг 62 и 68, позволяют заключить, что, во-первых, обогащение мантийных расплавов несовместимыми элементами имеет региональный характер (что следует из отмечавшегося сходства La/Sm и Sm/Yb отношений в составах этих расплавов), а во-вторых, что стронциевая аномалия в расплавах имеет мантийное происхождение.

Мантийное происхождение стронциевой аномалии в расплавах рассматривалось как прямое свидетельство рециклинга вещества океанической литосферы - его погружения в зонах субдукции и всплытия в районах проявлений плюмового магматизма [Sobolev et al., 2000\link37]. При этом, положительная стронциевая аномалия в ряде расплавных включений интерпретировалась как следствие плавления эклогита, сформированного за счет обогащенного плагиоклазом слоя океанического габбро.

В случае расплава М68-1, очевидна интенсивная негативная стронциевая аномалия, происхождение которой, таким образом, можно связывать с избирательным плавлением эклогита, сформированного по обедненному плагиоклазом кумулятивному габбро. Отсутствие стронциевой аномалии в расплаве М62-1 согласуется с идеей [Sobolev et al., 2000\link37] о локальности источника и характера стронциевой аномалии в областях генерации расплавов плюмового типа.

Выводы

1. Высокотитанистые магматические роговые обманки и слюды в шпинелевых гарцбургитах САХ кристаллизуются из остаточных сильно дифференцированных (96-98%) мантийных расплавов или при их взаимодействии с вмещающим мантийным субстратом при температурах 870-950^o С.

2. Рассчитанные исходные мантийные расплавы, равновесные с минералами реститовых гарцбургитов, по степени обогащенности ЛРЗЭ (La/Sm_N =10-12) соответствуют внутриплитным расплавам, родоначальным для базальтоидов семейства OIB.

3. Отсутствие Sr аномалии в модельном составе исходного расплава, оцененного для одного из двух рассмотренных районов САХ (ст. 16АВР-68) и негативная Sr аномалия, присущая модельному составу расплава, рассчитанного для другого района хребта (ст. 16АВР-62), может служить независимым подтверждением локальной вещественной неоднородности областей генерации внутриплитных магм, возможно связанной с рециклингом корового компонента.

Благодарности

Литература

Лаврентьев Ю. Г., Поспелова Л. Н., Соболев Н. В., Определение составов породообразующих минералов рентгеновcким микроанализом, Заводская лаборатория, 40, 657-666, 1974.

Соболев А. В., Проблемы происхождения и эволюции мантийных магм, Дисс. докт. г.-м.н., 300 с., ГЕОХИ РАН, Москва, 1997.

Соболев А. В., Дмитриев Л. В., Цамерян О. П., Симонов В. А., Сколотнев С. Г., Базылев Б. А., О структуре и происхождении геохимической аномалии в базальтах 2-го слоя между 12 и 18^o с.ш. Срединно-Атлантического хребта, Докл. РАН, 326, (3), 541-546, 1992.

Anders, E., and N. Grevesse, Abundances of the elements: meteoritic and solar, Geochimica et Cosmochimica Acta, 53, 197-214, 1989.

Arai, S., and T. Fujii, Petrology of ultrabasic rocks from Site 395, in: Initial Reports of DSDP, 45, Melson W. G. et al. (Eds.), pp. 587-594, Washington (US Govt. Printing Office), 1978.

Arai, S., and K. Matsukage, Petrology of the gabbro-troctolite-peridotite complex from Hess Deep, Equatorial Pacific: Implications for mantle-melt interaction within the oceanic lithosphere, in: Proceedings of ODP, Scientific Results, 147, Mevel C. et al. (Eds.), pp. 135-149, College Station, TX (Ocean Drilling Programm), 1996.

Arai, S., K. Matsukage, E. Isobe, and S. Vysotskiy, Concentration of incompatible elements in oceanic mantle: Effect of melt/wall interaction in stagnant or failed melt conduits within peridotite, Geochimica et Cosmochimica Acta, 61, 671-675, 1997.

Ballhaus, C., R. F. Berry, and D. H. Green, High pressure experimental calibration of the olivine-orthopyroxene-spinel oxygen geobarometer: implications for the oxidation state of the upper mantle, Contrib. Mineral. Petrol., 107, 27-40, 1991.

Bazylev, B. A., S. A. Silantyev, and N. N. Kononkova, Phlogopite and hornblende in spinel harzburgites from the Mid-Atlantic Rodge: Mineral assemblages and origin, Ofioliti, 24, (1a), 59-60, 1999.

Bazylev, B. A., and S. A. Silantyev, Geodynamic Interpretation of the Subsolidus Recrystallization of Mantle Spinel Peridotites: 1. Mid-Ocean Ridges, Petrology, 8, (3), 201-213, 2000.

Bédard, J. H., A procedure for calculating the equilibrium distribution of trace elements among the minerals of cumulate rocks, and the concentration of trace elements in the coexisting liquids, Chemical Geology, 118, 143-153, 1994.

Blundy, J. D., J. A. C. Robinson, and B. J. Wood, Heavy REE are compatible in clinopyroxene on the spinel lherzolite solidus, Earth and Planetary Science Letters, 160, 493-504, 1998.

Brenan, J. M., E. Neroda, C. C. Lundstrom, H. F. Shaw, F. J. Ryerson, and D. L. Phinney, Behaviour of boron, beryllium, and lithium during melting and crystallization: Constraints from mineral-melt partitioning experiments, Geochimica et Cosmochimica Acta, 62, 2129-2141, 1998.

Brenan, J. M., H. F. Shaw, and D. L. Phinney, Experimental determination of trace element partitioning between pargasitic amphibole and hydrous silicate melt, Mineralogical Magazine, 58A, 121-122, 1994.

Brey, G. P., and T. Köhler, Geothermobarometry in four-phase lherzolites. II, New thermobarometers, and practical assessment of existing thermobarometers, Journal of Petrology, 31, 1353-1378, 1990.

Cannat, M., and J. F. Casey, An ultramafic lift at the Mid-Atlantic Ridge: Successive stages of magmatism in serpentinized peridotites from the 15^o N region, in: Mantle and lower crust exposed in oceanic ridges and in ophiolites, Vissers R. L. M. and Nicolas A. (Eds.), pp. 5-34, Kluwer Acad. Publ., 1995.

Cannat, M., D. Bideau, and H. Bougault, Serpentinized peridotites and gabbros in the Mid-Atlantic Ridge axial valley at 15^o37 N and 16^o52 N, Earth and Planetary Science Letters, 109, 87-106, 1992.

Dick, H. J. B., Abyssal peridotites, very slow spreading ridges and ocean ridge magmatism, in: Magmatism in the Ocean Basins, Sounders A. D. and Norry M. J. (Eds.), pp. 71-105, London, Geological Society Special Publication, 42, 1989.

Dick, H. J. B., and P. B. Kelemen, Light rare earth element enriched clinopyroxene in harzburgite from 15^o05 N on the Mid-Atlantic ridge, EOS Transactions, 73, 584, 1992.

Foley, S. F., S. E. Jackson, B. J. Fryer, J. D. Greenough, and J. A. Jenner, Trace element partition coefficients for clinopyroxene and phlogopite in an alkaline lamprophyre from Newfoundland by LAM-ICP-MS, Geochimica et Cosmochimica Acta, 60, 629-638, 1996.

Fujii, T., Petrology of peridotites from Hole 670A, Leg 109, Proceedings of ODP, Scientific Results, 106/109, 19-25, 1990.

Hamlin, P. R., and E. Bonatti, Petrology of mantle-derived ultramafics from the Owen fracture zone, northwest Indian ocean: implications for the nature of the oceans upper mantle, Earth and Planetary Science Letters, 48, 49-65, 1980.

Grove, T. L., and R. J. Kinzler, Petrogenesis of andesites, Annual Review of Earth and Planetary Sciences, 14, 417-454, 1986.

Halliday, A. N., D. C. Lee, S. Tommasini, G. R. Davies, C. R. Paslick, J. G. Fitton, and D. E. James, Incompatible Trace-Elements in OIB and MORB and Source Enrichment in the Sub-Oceanic Mantle, Earth and Planetary Science Letters, 133, 379-395, 1995.

Ionov, D. A., W. L. Griffin, and S. O'Reilly, Volatile-bearing minerals and lithophile trace elements in the upper mantle, Chemical Geology, 141, 153-184, 1997.

Ionov, D. A., A. W. Hofmann, and N. Shimizu, Metasomatism-induced melting in mantle xenoliths from Mongolia, Journal of Petrology, 35, 753-785, 1994.

Johnson, K. T. M., H. J. B. Dick, and N. Shimizu, Melting in the oceanic upper mantle: an ion microprobe study of diopsides in abyssal peridotites, Journal of Geophysical Research, 95, 2661-2678, 1990.

Juteau, T., E. Berger, and M. Cannat, Serpentinized residual mantle peridotites from the MAR median valley, ODP Hole 670A (21^o10 N, 45^o02 W, Leg 109): Primary mineralogy and geothermometry, Proceedings of ODP, Scientific Results, 106/109, 27-45, 1990.

LaTourrette, T., R. L. Hervig, and J. R. Holloway, Trace element partitioning between amphibole, phlogopite, and basanite melt, Earth and Planetary Science Letters, 135, 13-30, 1995.

Leake, B. E., A. R. Woolley, C. E. S. Arps, W. D. Birch, M. C. Gilbert, J. D. Grice, F. C. Hawthorne, A. Kato, H. J. Kisch, V. G. Krivovichev, K. Linthout, J. Laird, J. Mandarino, W. V. Maresch, E. H. Nickel, N. M. S. Rock, J. C. Schumacher, D. C. Smith, N. C. N. Stephenson, L. Ungaretti, E. J. W. Whittaker, and G. Youzhi, Nomenclature of amphiboles, Report of the subcommittee on amphiboles of the International Mineralogical Association Commission on new minerals and mineral names, European Journal of Mineralogy, 9, 623-651, 1997.

McKenzie, D., and R. K. O'Nions, Partial melt distributions from inversion of rare earth element concentrations, Journal of Petrology, 32, 1021-1091, 1991.

Ozawa, K., and N. Shimizu, Open-System Melting in the Upper-Mantle - Constraints from the Hayachine-Miyamori Ophiolite, Northeastern Japan, Journal of Geophysical Research, 100, 22,315-22,335, 1995. Schiano, P., R. Clocchiatti, N. Shimizu, D. Weis, and N. Mattielli, Cogenetic silica-rich and carbonate-rich melts trapped in mantle minerals in Kerguelen ultramafic xenoliths: Implications for metasomatism in the oceanic upper mantle, Earth and Planetary Science Letters, 123, 167-178, 1994.

Shimizu, N., and S. R. Hart, Applications of the ion microprobe to geochemistry and cosmochemistry, Earth and Planetary Science Annual Reviews, 10, 483-526, 1982.

Silantyev, S. A., Origin conditions of the Mid-Atlantic Ridge plutonic complex at 13-17^o N, Petrology, 6, 351-387, 1998.

Silantyev, S. A., B. V. Belyatsky, V. E. Beltenev, and I. V. Vikentyev, The distribution of isotope signatures in MAR peridotites between 12^o and 36^o N and two main kinds of mantle substratum bellow ridge axis, InterRidge News, Fall issuie, 2001.

Sobolev, A. V., Inclusions in minerals as a source of principal petrologic information, Petrology, 4, 209-220, 1996.

Sobolev, A. V., A. W. Hofmann, and I. K. Nikogosian, Recycled oceanic crust observed in "ghost plagioclase'' within the source Mauna Loa lavas, Nature, 404, 986-990, 2000.

Sun, S.-S., and W. F. McDonough, Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes, in: Magmatism in the Ocean Basins, Sounders A. D. and Norry M. J. (Eds.), pp. 313-345, London, Geological Society Special Publication, 42, 1989.

Tsameryan, O. P., A. V. Sobolev, and N. Shimizu, E-MORB parental melts: Melt inclusions as revealed from data on melt inclusions in olivines from E-MORB at 15^o N MAR, International Conference on Melt inclusions: Sassenage, 16-18 March 2000. Abstract., 2000.

Vannucci, R., P. Bottazzi, E. Wulff-Pedersen, and E.-R. Neumann, Naturally determined REE, Y, Sr, Zr and Ti partition coefficients between clinopyroxene and silicate melt under upper mantle conditions, Earth and Planetary Science Letters, 158, 39-51, 1998.

Wells, P. R. A., Pyroxene thermometry in simple and complex systems, Contributions to Mineralogy and Petrology, 62, 129-139, 1977.

Witt-Eickschen, G., and H. A. Seck, Solubility of Ca and Al in orthopyroxene from spinel peridotite: an improved version of an empirical geothermometer, Contributions to Mineralogy and Petrology, 106, 431-439, 1991.