Геохимия, 2024, № 1

Российская академия наук
ГЕОХИМИЯ
Том 69       № 1     2024      Январь
Основан в январе 1956 г. академиком А.П. Виноградовым
Выходит 12 раз в год
ISSN 0016-7525
Журнал издается под руководством Отделения наук о Земле РАН
Главный редактор 
Ю.А. Костицын
академик РАН, Институт геохимии и аналитической химии им. В.И. Вернадского РАН, Москва
Заместитель главного редактора
Ответственный секретарь
О.А. Луканин  
д.г.-м.н., Институт геохимии и аналитической химии 
им. В.И. Вернадского РАН, Москва
А.И. Буйкин  
к.г.-м.н., Институт геохимии и аналитической химии 
им. В.И. Вернадского РАН, Москва
Редакционный совет:
Аллегре Клод Ж. – профессор, Институт физики Земли 
Парижского университета, Франция, Париж
А. Т. Базилевский – доктор геол.-мин. наук, профессор, 
ГЕОХИ РАН, Москва
Н. С. Бортников – академик РАН, ИГЕМ РАН, Москва
А. Д. Гвишиани – академик РАН, ИФЗ РАН, Москва
Л. Н. Когарко – академик РАН, ГЕОХИ РАН, Москва
М. И. Кузьмин – академик РАН, Институт геохимии  
им. А.П.Виноградова СО РАН, Иркутск
А. В. Соболев – академик РАН, Университет Гренобль-Альпы, 
Гренобль, Франция
М. А. Федонкин – академик РАН, ГИН РАН, Москва
Хед Джеймс В. – профессор, Университет им. Брауна,  
США, г. Провиденс
И. В. Чернышев – академик РАН, ИГЕМ РАН, Москва
Редакционная коллегия:
Д. Д. Бадюков – кандидат геол.-мин. наук, ГЕОХИ РАН, 
Москва 
А. В. Бобров – д.г.-м.н., Московский государственный 
университет им. М.В. Ломоносова, Москва 
А. Л. Верещака – член-корр. РАН, Институт океанологии 
РАН, Москва
А. В. Гирнис – д.г.-м.н., Институт геологии рудных 
месторождений, петрографии, минералогии и геохимии РАН, 
Москва
Е. О. Дубинина – член-корр. РАН, Институт геологии рудных 
месторождений, петрографии, минералогии и геохимии РАН, 
Москва
В. В. Ермаков – д.б.н., Институт геохимии и аналитической 
химии им. В.И. Вернадского РАН, Москва
Ф. В. Каминский – член-корр. РАН, Институт геохимии и 
аналитической химии им. В.И. Вернадского РАН, Москва 
П. Картиньи – проф., Парижский университет (VI), Париж, 
Франция 
В. П. Колотов – член-корр. РАН, Институт геохимии и 
аналитической химии им. В.И. Вернадского РАН, Москва
А. Б. Кузнецов – член-корр. РАН, Институт геологии и 
геохронологии докембрия РАН, Санкт-Петербург
О. Л. Кусков – член-корр. РАН, Институт геохимии и 
аналитической химии им. В.И. Вернадского РАН, Москва 
М. А. Левитан – д.г.-м.н., Институт геохимии и аналитической 
химии им. В.И. Вернадского РАН, Москва 
М. В. Мироненко – к.г.-м.н., Институт геохимии и 
аналитической химии им. В.И. Вернадского РАН, Москва 
Т. И. Моисеенко – член-корр. РАН, Институт геохимии и 
аналитической химии им. В.И. Вернадского РАН, Москва
А. Р
. Оганов – д.ф.-м.н., профессор, Сколтех, Москва
В. Б. Поляков – доктор хим. наук, ГЕОХИ РАН, Москва 
В. С. Севастьянов – д.техн.н., Институт геохимии и 
аналитической химии им. В.И. Вернадского РАН, Москва
Е. С. Сидкина – кандидат геол.-мин. наук, ГИН РАН, Москва 
С. А. Силантьев – д.г.-м.н., Институт геохимии и 
аналитической химии им. В.И. Вернадского РАН, Москва
Н. В. Сорохтина – кандидат геол.-мин. наук, ГЕОХИ РАН, 
Москва 
М. Ю. Спасённых – кандидат геол.-мин. наук, профессор, 
Сколтех, Москва 
Хернлунд Джон – профессор, Токийский Технологический 
Институт
Зав. редакцией И.В. Корочанцева
Адрес редакции: 119991 Москва, ГСП-1, ул. Косыгина, 19, ГЕОХИ РАН, 
тел.: (499)137-87-22; факс: (495) 938-20-54, e-mail: geokhimiya@geokhi.ru
Москва 
ФГБУ «Издательство «Наука»
© Российская академия наук, 2024
© Институт геохимии и аналитической химии 
им. В.И. Вернадского РАН 2024

СОДЕРЖАНИЕ
Том 69, номер 1, 2024
Формирование океанической коры в пределах района разломной зоны Эндрю Бейн  
Юго-Западного Индийского хребта (по данным петролого-геохимического изучения)
Н. М. Сущевская, В. Д. Щербаков, А. А. Пейве, Е. П. Дубинин, 
Б. В. Беляцкий, А. В. Жилкина
3
Петрогенные, летучие, рудные и редкие элементы в магматических расплавах  
главных геодинамических обстанвок земли. II. Сходства и различия
В. Б. Наумов, А. В. Гирнис, В. А. Дорофеева 
21
Перитектическая реакция оливина в алмазообразующей системе  
карбонат-силикат-(C-O-Н) при 6 ГПа
А. В. Кузюра, А. В. Спивак, Ю. А. Литвин 
36
Высокоточный анализ изотопного состава и концентрации растворенного 
неорганического углерода (DIC) в морских водах 
Е. О.  Дубинина, С. А. Коссова, Ю. Н. Чижова 
51
Изменение источников сноса голоценовых отложений заливов Ога и Цивольки 
(архипелаг Новая Земля) по данным изотопного анализа SR, ND, PB
И. А. Вишневская, Ю. А. Костицын, Т. Г. Окунева, Н. Г. Солошенко
63
Роль биогеохимических процессов в формировании вод и донных отложений  
в период снижения антропогенного загрязнения 
Т. И. Моисеенко, Е. О. Льюмменс
77
Геохимические особенности делювиально-озерного седиментогенеза в бассейне 
озера Чистое, Северное Приохотье
П. С. Минюк, Д. К. Пожидаева, О. Т. Соцкая, С. С. Бурнатный
91

ГЕОХИМИЯ, 2024, том 69, № 1, с. 3–20
УДК 550.41
ФОРМИРОВАНИЕ ОКЕАНИЧЕСКОЙ КОРЫ 
В ПРЕДЕЛАХ РАЙОНА РАЗЛОМНОЙ ЗОНЫ ЭНДРЮ БЕЙН  
ЮГО-ЗАПАДНОГО ИНДИЙСКОГО ХРЕБТА  
(ПО ДАННЫМ ПЕТРОЛОГО-ГЕОХИМИЧЕСКОГО ИЗУЧЕНИЯ)
© 2024 г.      Н. М. Сущевскаяa, *, В. Д. Щербаковb, А. А. Пейвеc, **, Е. П. Дубининb, ***,  
Б. В. Беляцкийd, ****, А. В. Жилкинаa
aИнститут геохимии и аналитической химии им. В.И. Вернадского РАН, ул. Косыгина, 19, Москва, 119991 Россия
bМосковский государственный университет им. М.В. Ломоносова, Геологический факультет, Музей землеведения, 
Воробьевы горы, Москва, 119991 Россия
cГеологический институт РАН, Пыжевский пер., 7, Москва, 119017 Россия
dВсероссийский научно-исследовательский геологический институт им. А.П. Карпинского,  
ФГБУ “Институт Карпинского”, Средний пр., 74, Санкт-Петербург, 199106 Россия
*e-mail: nadyas@geokhi.ru
**e-mail: apeyve@yandex.ru
***e-mail: bbelyatsky@mail.ru
****e-mail: edubinin08@rambler.ru
Поступило 29.03.2023 г. 
После доработки 17.06.2023 г. 
Принято к публикации 27.06.2023 г.
Петро-геохимическое изучение базальтов (содержания литофильных элементов, изотопный состав Sr, 
Nd, Pb, составы ликвидусных оливинов, шпинелей) района переходной, граничной области района 
Юго-Западного Индийского хребта (ЮЗИХ) вблизи разломов Дю-Туа и Эндрю Бейн выявило существенные различия в их составах. В пределах рифтовой долины, прилегающей к разломам, характерно 
развитие толеитов, обогащенных Na и обедненных Fe (генетический тип Na-ТОР). В западном борту разлома Эндрю Бейн присутствуют базальты глубинного типа (ТОР-1). Излияние магм этих типов 
отражает возможное изменение геодинамической обстановки в процессе формирования этой зоны, 
когда условия выплавления первичных магм сменились с более глубинных и высоко температурных на 
менее глубинные.
Различия в первичных расплавах толеитов рифтовой долины и трансформного разлома Эндрю Бейн 
прослеживаются и в составах ликвидусных оливинов. Оливины рифтовой долины близки к типичным 
оливинам типа Na-ТОР с магнезиальностью Fo 88–87 и с низкими содержаниями в них Ni и повышенными Mn. Оливины толеитов разломной зоны Эндрю Бейн, наоборот, обогащены Ni и обеднены 
Mn, что может свидетельствовать о включении в процесс плавления пироксенитового вещества при 
образовании первичных расплавов. Этот компонент представляет собой либо рециклированную через 
глубокую мантию океаническую литосферу, либо фрагменты ранее образованной обогащенной океанической коры, либо фрагменты континентальной литосферы, впоследствии вовлекающиеся в плавление при перескоке осей спрединга. Подобный процесс типичен для района тройного сочленения 
Буве, где выявлена по составам оливинов существенная неоднородность в  содержании примесных 
элементов. Изотопные характеристики толеитов разлома Эндрю Бейн отличаются радиогенными изотопными составами Pb и Sr и близки к обогащенным магмам поднятий Индийского океана –  
Крозе, 
Марион, Буве, но отличаются от поднятий Конрад и Афанасия Никитина. Источник этих базальтов 
сопоставим с модельным источником типа HIMU (с высокими первичными отношениями U/Th), возможно, с примесью вещества источника с характеристиками ЕМII (мантия c повышенным отношением Rb/Sr).
Ключевые слова: Юго-Западный Индийский хребет, толеитовый магматизм, изотопы Nd, Sr, Pb, состав 
оливина, шпинели, мантийный источник
DOI: 10.31857/S0016752524010016, EDN: MWIPZC
3

СУЩЕВСКАЯ  и др.
4
ВВЕДЕНИЕ
Развитие западной части ЮЗИХ началось около 160 млн лет назад в связи с расколом Гондваны 
(Лейченков, 2014). Данный участок является самым 
древним на всем ЮЗИХ. К востоку от трансформного разлома Эндрю Бейн формирование спрединговой зоны началось позднее, около 130–135 млн 
лет назад (Лейченков, 2014).
Проведенный геолого-геофизический анализ 
особенностей развития ЮЗИХ показал, что вдоль 
западной части ЮЗИХ выделяются четыре сектора 
с различным строением литосферы, историей развития и  кинематикой спрединга. Границы между 
секторами проходят по трансформным разломам 
Дю Туа (25° в. 
д.), Шака (9° в. 
д.), изгибу хребта 
вблизи 16° в. 
д. и их внеосевым следам. Во фланговых частях хребта отмечается наличие отдельных 
блоков литосферы, фиксируемых по изменению 
характера осевой сегментации и  древних следов 
трансформных разломов и  нетрансформных смещений (Дубинин и др., 2013; Кохан и др., 2019), что 
отражает кинематические вариации и  изменение 
условий формирования океанической коры.
Образование и  эволюция Юго-Западного Индийского 
хребта 
(ЮЗИХ), 
протягивающегося 
с юго-запада на северо-восток на расстояние около 
7700 км от тройного сочленения Буве (ТСБ) на западе до тройного сочленения Родригос на востоке, 
включало несколько этапов. Что отражается в морфоструктуре, глубинном строении и характере магматизма в рифтовых зонах (Hamelin, Allegre, 1985; 
Mahoney et al., 1992; Сущевская и др., 1996; Кохан 
и др., 2019; и многие др.). Хребет классифицируется 
как ультрамедленный. Скорость спрединга на хребте убывает с запада на восток от 1.6 до 1.27 см/год (Dick 
et al., 2003; Bernard et al., 2005). В пределах хребта 
выделяются два мегасегмента: западный (в русской 
литературе его называют Африкано-Антарктическим хребтом), простирающийся от тройного сочленения Буве до 24° в. 
д., и восточный –  
от 33° в. 
д. 
до тройного сочленения Родригос (Кохан и  др., 
2019). Данные сегменты разделены системой крупных демаркационных трансформных разломов: Дю 
Туа, Эндрю Бейн (рис.  1), которые смещают осевые зоны спрединговых хребтов на расстояние до 
1000 км и, видимо, служат мощными структурными барьерами, разделяющими разные геодинамические провинции ЮЗИХ. Эти провинции ЮЗИХ 
характеризуются различным типом аккреции коры, 
особенностями магматизма и  морфоструктурной 
сегментацией, обусловленными разной прогретостью мантии, интенсивностью поступления расплавов и  латерального перемещения астеносферных потоков (Marks, Tikku, 2001).
К особенностям геологического строения ЮЗИХ 
относится присутствие толеитов со свойствами изотопной геохимической аномалии DUPAL (Hamelin, 
Allegre, 1985; Mahoney et al., 1992), связываемой 
с плюмовым воздействием (le Roex et al., 1983, 1992), 
либо с  гетерогенностью глубинного источника 
(Mahoney et al., 1992; Сущевская и  др., 2003). Необходимо также отметить находку в районе 11° в. 
д. 
ЮЗИХ перидотитов с возрастом отделения базальтовой составляющей 2.8 млрд лет, о чем свидетельствуют нерадиогенные соотношения 
187Os/188Os 
(до  0.1095) в  перидотитах, представляющих собой 
глубинную мантию архейских кратонов (Liu et al., 
2023). Все это подчеркивает неординарный характер 
формирования ЮЗИХ, который продолжает оставаться не до конца раскрытым.
Особое значение имеет магматизм района переходной, граничной области района рифта вблизи 
разломов Дю Туа и  Эндрю Бейн. Его особенности помогут не только установить происхождение 
толеитового магматизма в  условиях протяженной 
зоны разломов, но и прояснить историю развития 
всей западной части Индийского океана.
Рис. 1. Расположение станций драгирования (звездочки) 23 рейса НИС “Академик Николай Страхов” 
в пределах Юго-Западного Индийского хребта, из 
которых были исследованы слабо измененные базальты и долериты.
Задача данной статьи –  
на основании петролого-геохимического изучения толеитового магматизма района трансформного разлома Эндрю Бейн 
выявить главные причины геохимической специфики рифтового магматизма, сопровождавшегося отмиранием старых, перескоками и возникновением 
новых спрединговых хребтов (Дубинин и др., 1999).
ГЕОХИМИЯ       том 69       № 1       2024

ФОРМИРОВАНИЕ ОКЕАНИЧЕСКОЙ КОРЫ В ПРЕДЕЛАХ РАЙОНА
5
МЕСТО ОТБОРА ОБРАЗЦОВ  
И МЕТОДЫ  ИССЛЕДОВАНИЯ
Демаркационные разломные зоны Дю Туа– 
Эндрю-Бейн –  
Принц-Эдуард являются зонами, 
ограничивающими на востоке крупный сектор 
океанического дна на стыке Индийского и Атлантического океанов. Опробование данных разломов 
проводилось в  ходе совместной геолого-геофизической экспедиции Геологического института РАН 
и  Института морских наук (Болонья, Италия) на 
НИС «Академик Николай Страхов» (23 рейс) (Пейве и др., 2017). Для изучения были выбраны образцы слабоизмененных базальтов и  долеритов с  содержанием MgO от 7 до 10 мас. %. В данном районе 
при опробовании дна наряду с глубинными породами (ультрабазитами, габбро) были подняты породы, характеризующие верхние части океанической 
коры –  
базальты. Базальты находились в двух различных структурах: в пределах южного склона рифтовой долины, западнее южного пересечения с разломом Эндрю Бейн (станции драгирования S2317, 
18) и на северо-западном борту разломной долины. 
Станции на борту разлома Эндрю Бейн располагались в 60 км от его южного пересечения с рифтовой долиной на глубине около 6000 м (ст. S2326) 
 
и в 150 км на глубине 5400 м (ст. S2330) (рис. 1).
дами от 5 до 240 m/z и по точкам (Peak Jumping) c 
1 каналом на массу и  временем интегрирования 
 
20 мс и 25 проходами. Все измерения выполнялись 
с  PlasmaScreen. При соблюдении всех настроек 
прибора уровень оксидных ионов CeO+/Ce+ составлял не более 2 
%, а  уровень двухзарядных ионов (Ва++/Ва+) не более 3 
%. Обработка полученных данных МС-ИСП производилась с  помощью 
программы iPlasmaProQuad (Thermo Scientific). 
Для тестирования процедуры анализа использовались стандартные образцы базальтов (BCR-2 http://
georem.mpch-mainz.gwdg.de/sample_query_pref.asp) 
Результаты измеренных значений и  рекомендованные значения стандарта (в скобках) следующие: 
Ba-655.47 (683.9), Ce-49.94 (53.12), Co-32.57 (37.33), 
Cr-12.09 (15.85), Cs-1.03 (1.16), Cu-20.69 (19.66), 
Dy-6.08 (6.424), Eu-1.893 (1.989), Gd-6.709 (6.811), 
Hf-5.000 (4.972), Ho-1.17 (1.13), La-24.13(25.08), 
Li-7.78 (9.13), Lu-0.47097, (0.5049) Mo-248.8 (250.6), 
Nb-11.18 (12.44), Nd-26.9 (28.26), Ni-10.52 (12.57), 
Pb10.96 (10.59), Pr-6.574 (6.827), Rb-41.98 (46.02), 
Sc-27.21 (33.53), Sm-6.131 (6.547), Sr-315.8 (337.4), 
Ta-0.778 Tb-(0.785), 1.026 (1.077), Th-5.463 (5.828), 
Tl-0.231 (0.267), Tm-0.495 (0.5341), U-1.658 (1.683), 
V-377.9 (417.6), W-0.465 (0.465), Y-34.88 (36.07), 
Yb-3.273 (3.392), Zn-139.9 (129.5), Zr-177.2 (186.5). 
Долговременная воспроизводимость анализа для 
большинства элементов –  
2–5 
%, для тугоплавких 
металлов (Мо, W, Ta), Cd и Cs 5–7 
%, РЗЭ 5–10 
%. 
Полученные результаты приведены в табл. 1.
Анализ состава оливинов, шпинелей (табл.  2) 
и закалочного стекла обр. S2317/7-Gl (табл. 1) проведен в лаборатории локальных методов исследования геологического факультета МГУ на микроанализаторе Jeol JXA-8230 по разработанной методике 
(Nosova et al., 2018) при ускоряющем напряжении 
20 кВ и токе зонда 300 нА. В качестве стандартов 
при анализе оливина использовались –  
оливин 
Сан-Карлос (Mg, Fe, Si), синтетические оксиды 
(Al, Ni, Cr), синтетический MnTiO3 (Ti, Mn), волластонит (Ca), апатит (P). Воспроизводимость анализа контролировалась регулярным измерением 
вторичного стандарта. Случайная ошибка, определенная как две величины стандартного отклонения 
повторяющихся измерений вторичного стандарта, 
составила: 0.18 для MgO, 0.002 для Al2O3, 0.26 для 
SiO2, 0.002 для CaO, 0.002 для Cr2O3, 0.01 для MnO, 
0.11 для FeO и 0.013 для NiO мас. %. Результаты приведены в  табл.  2. Для определения концентраций 
Mg, Al, Si, Ca, Ti, V, Cr, Mn, Fe, Ni (табл.  2) при 
анализе состава шпинели были использованы следующие стандарты: синтетические оксиды (Al, Mg), 
чистые элементы (Si, Ti, Cr, Mn, Fe, Ni), волластонит (Ca). Погрешность определения содержания 
составила не более 0.05 для MgO, 0.06 для Al2O3, 0.02 
для SiO2, 0.03 для CaO, 0.09 для Cr2O3, 0.05 для MnO, 
0.07 для FeO и 0.04 для NiO (мас. %).
Содержание литофильных элементов определялось в  Центральной Аналитической Лаборатории 
ГЕОХИ РАН (Москва) методом масс-спектрометрии с индуктивно связанной плазмой (МС-ИСП) 
по разработанной оригинальной методике (Колотов и др., 2020). Система разложения представляет 
собой блок нагрева и стаканы с полусферическим 
дном, устанавливаемые в отверстия блока нагрева. 
Рабочие градуировочные растворы для МС-ИСП 
готовились последовательным разбавлением исходных растворов многоэлементных ICP-MS-68 стандартных растворов до концентраций 10 мкг/л для 
раствора A, 10 и 5 мкг/л для раствора B. Многоэлементный стандартный раствор на группу РЗЭ с концентрацией каждого элемента 10 мкг/л готовили 
смешиванием растворов стандартов индивидуальных элементов. Для определения содержания элементов использовался квадрупольный масс-спектрометр с индуктивно связанной плазмой XSeries II 
(Thermo Scientific, Германия), снабженный концентрическим распылителем и  кварцевой циклонной 
распылительной камерой, охлаждаемой элементом 
Пельтье (2°C). Аналитические параметры процедуры: выходная мощность генератора 1400 Вт, расход 
плазмообразующего газа (Ar) 13 л/мин, вспомогательного 0.95 л/мин, поток Ar через распылитель 
 
0.87 л/мин, расход образца 0.8 мл/мин. Масс-спектры измерялись с  использованием двух режимов 
сканирования: обзорный (Survey Scan) c 5 прохоГЕОХИМИЯ       том 69       № 1       2024

СУЩЕВСКАЯ  и др.
6
Таблица 1. Содержания главных и примесных элементов в толеитах зоны разлома Эндрю Бейн
Компоненты в оливинах
Образец
Точка 
измерения
Mg#
Cr2O3 
NiO  
Al2O3 
TiO2
CaO   
MnO   
SiO2 
MgO   
FeO
сумма
S2326/38
точка1_ol04
80.47
0.006
0.136
0.03
0.02
0.295
0.277
38.8
41.26
18.03
98.85
S2326/38
точка_1_ol07
81.86
0.034
0.163
0.048
0.019
0.246
0.237
38.87
42.18
16.83
98.63
S2326/38
точка1_ol10
82.84
0.037
0.186
0.047
0.015
0.224
0.216
39.19
42.95
16.02
98.89
S2326/38
точкаt1_ol11
84.75
0.054
0.24
0.054
0.016
0.222
0.188
39.7
44.3
14.35
99.12
S2326/35
точка1_ol68
83.06
0.053
0.213
0.051
0.017
0.229
0.219
39.46
43.28
15.89
99.41
S2326/35
точкаt1_ol71
84.64
0.04
0.236
0.076
0.012
0.226
0.192
39.95
44.43
14.51
99.67
S2326/35
точка1_ol71a
84.81
0.036
0.241
0.031
0.009
0.218
0.189
39.81
44.59
14.38
99.5
S2326/35
точка1_ol72
84.04
0.043
0.234
0.051
0.015
0.22
0.198
39.6
43.95
15.02
99.33
S2326/35
точка1_ol73
82.82
0.042
0.189
0.053
0.017
0.23
0.215
39.34
43.21
16.13
99.43
S2326/35
точка 1_ol73a
81.82
0.033
0.159
0.044
0.019
0.25
0.241
39.12
42.38
16.95
99.2
S2326/35
точка1_ol74
84.3
0.049
0.23
0.055
0.02
0.223
0.198
39.69
44.21
14.82
99.49
S2326/35
точка1_ol76
83.49
0.04
0.205
0.054
0.017
0.231
0.21
39.52
43.57
15.51
99.36
S2326/35
точка1_ol77
84.79
0.045
0.24
0.056
0.014
0.218
0.188
39.67
44.56
14.39
99.38
S2326/35
точка1_ol77a
84.01
0.055
0.227
0.051
0.015
0.227
0.202
39.7
44
15.08
99.56
S2326/35
точка1_ol78
82.56
0.031
0.173
0.047
0.016
0.246
0.225
39.31
42.93
16.32
99.3
S2317/7
точка2_ol71a
86.91
0.055
0.244
0.046
0.011
0.251
0.205
40.53
46.57
12.62
100.53
топного отношения в  таблице приведена при 95% 
уровне значимости в абсолютных величинах (2۾, abs) 
или процентах (2δ%).
ПЕТРОХИМИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ
Изотопный состав Sr, Nd и Pb в породах определялся в  Центре изотопных исследований ФГБУ 
«Институт Карпинского» (С.-Петербург, табл.  3). 
Химическая сепарация элементов осуществлялась 
хроматографическим методом на ионообменных 
колонках. Бланки (холостой опыт) при проведении 
анализов не превышали 0.01 и 0.1 нг для Rb и Sr, и 0.02 
нг для Sm, Nd, и  0.01 нг для Pb. Содержания элементов определялись методом изотопного разбавления с  добавлением калиброванного изотопного 
трассера. Измерения изотопного состава элементов 
проводились на многоколлекторном твердофазном масс-спектрометре TRITON (Thermo Scientific) 
в статическом режиме регистрации масс-спектров. 
Для нормализации измеренных изотопных отношений использовались природные значения отношений 88Sr/86Sr = 8.375209 и  146Nd/144Nd = 0.7219. 
Изотопный состав международных стандартов 
в  процессе аналитических сессий соответствовал: 
143Nd/144Nd = 0.512109 ± 0.000006 (JNdi-1), 87Sr/86Sr = 
= 0.710225 ± 12 (NBS-987), 206Pb/204Pb = 16.913 ± 0.001, 
207Pb/204Pb = 15.451 ± 0.001, 208Pb/204Pb = 36.594 ± 0.001 
(NIST-981). Погрешность соответствующего изоРанее изученные базальты и долериты 23 рейса 
НИС “Академик Николай Страхов” выявили существенную неоднородность составов (Пейве и  др., 
2017). Отсутствие четких трендов дифференциации 
свидетельствовало о  наличии, различающихся по 
многим компонентам первичных, расплавов (Пейве и др., 2017). На рис. 2 представлены полученные 
нами новые данные методом рентгенфлуоресцентного анализа и состав закалочного стекла (табл. 1) 
станций S2317 (рифтовая долина) и  S2326, S2330 
(борт разлома Эндрю Бейн). В целом, хорошо видно 
совпадение наших данных, опубликованных в работе с (Пейве и др., 2017), что позволяет рассматривать 
далее все данные в совокупности. Содержание MgO 
в большинстве образцов базальтов находится в интервале значений от 3.5 до 10.5 мас. %. Последние – 
оливин порфировые базальты др. S2326, S2330.
ГЕОХИМИЯ       том 69       № 1       2024

ФОРМИРОВАНИЕ ОКЕАНИЧЕСКОЙ КОРЫ В ПРЕДЕЛАХ РАЙОНА
7
компоненты в шпинелях
ТоС
FeO
Cr2O3 
TiO2  
NiO
MnO
V2O3
CaO
MgO
Al2O3 
SiO2
сумма
Wan 2008
Coogan 
2014
оливин
точка
измерения
точка2_ol71a
Sp 28
20.96
37.79
1.22
0.19
0.28
0.33
0
14.34
23.46
0.17
98.74
1244.7
1247.8
точка1_ol78
Sp 15
32.52
21.14
4.75
0
0.49
0.4
0.95
8.64
21.41
6.81
97.11
1292.9
1296.1
точка1_ol77a
Sp 14
24.98
22.77
1.24
0.16
0.21
0.15
0
14.09
34.6
0.16
98.36
1225.7
1230
точка1_ol77
Sp 13
22.1
22.18
0.99
0.25
0.17
0.12
0.07
15.34
37.4
0.13
98.75
1232.4
1236.8
точка1_ol76
Sp 12
26.81
22.58
1.58
0.18
0.31
0.13
0.03
13.82
33.18
0.14
98.76
1246.5
1250.6
точка1_ol74
Sp 11
34.3
21.94
3.65
0.14
0.42
0.31
0.07
10.27
27.14
0.13
98.37
1287.1
1290.6
точка 1_ol73a
Sp 10
33.73
23.61
3.48
0.15
0.33
0.35
0
11.6
23.83
0.33
97.41
1254.9
1258.5
точка1_ol73
Sp 9
33.79
21.41
2.95
0.14
0.3
0.33
0.03
10.83
27.47
0.16
97.41
1276.6
1280.3
точка1_ol72
Sp 8
24.25
22.39
1.05
0.18
0.24
0.17
0
14.26
34.45
0.2
97.19
1227
1231.3
точка1_ol71a
Sp 7
25.23
22.31
1.18
0.07
0.24
0.18
0
13.91
34.29
0.18
97.59
1131.7
1136.7
точкаt1_ol71
Sp 6
30.79
20.73
1.91
0.19
0.25
0.22
0
12.09
31.46
0.25
97.89
1335.9
1339.1
точка1_ol68
Sp 5
29.17
22.38
2.43
0.12
0.35
0.2
0.06
12.82
30.01
0.2
97.74
1249.5
1253.5
точкаt1_ol11
Sp 4
24.61
22.24
1.21
0.2
0.31
0.24
0.03
14.23
34.44
0.16
97.67
1239.6
1243.8
точка1_ol10
Sp 3
25.88
23.22
1.19
0.21
0.19
0.19
0.03
13.65
33.28
0.17
98.01
1217.7
1222
точка_1_ol07
Sp 2
28.54
20.7
1.65
0.17
0.28
0.16
0.15
12.96
33.07
0.38
98.06
1225.6
1229.9
точкаt1_ol04
Sp 1
49.19
17.62
3.49
0.13
0.31
0.35
0
 8.53
16.49
0.16
96.27
1251.7
1255.2
Таблица 2. Составы оливинов и включений шпинелей в них, а также  определенные Т кристаллизации
ГЕОХИМИЯ       том 69       № 1       2024

СУЩЕВСКАЯ  и др.
8
вале Р-15–7кбар, средняя Т = 1270°С, F >10 
% и NaТОР – образование расплавов происходит в интервале Р-15–4 кбар, Т = 1250°С, F ≈ 10 
% (Сущевская 
и др., 1983, 2003; Sushchevskaya et al., 1996). Возможен процесс неполного отделения расплава, что 
приведет к колебаниям состава исходных расплавов 
по содержанию литофильных элементов. Расплавы 
в  центральной части колонны непосредственно 
под спрединговой зоной просачиваются вверх, но 
в ее апикальных частях они могут не достигать поверхности и, реагируя с мантийной матрицей, приводят к образованию метасоматизированной мантии. Состав первичного расплава Na-ТОР получен 
путем численного моделирования процесса полибарического динамического плавления примитивной мантии с присутствием в мантийном каркасе 
1% остаточного расплава в интервале давлений от 
20–4 кбар (Kinzler, Grove, 1992). Этот состав близок к составу закалочного стекла с обр. S2317/7.
Приведенный на рис. 2 состав закалочного стекла (обр. S2317/7, табл. 1) идентичен слабо дифференцированному составу типичного толеита с содержанием MgO около 8 мас. % (табл. 1). Составы 
базальтов варьируют по содержанию калия (рис. 2б) 
от деплетированных (0.1) до обогащенных (более 
1 мас. % K2O), отражая присутствие разных по обогащенности первичных расплавов. Пересчитанные 
концентрации Fe, Na (Fe8 = FeO+1.664*MgO-13.313; 
Na8 = NaO +0.373*MgO –2.98) в базальтах на 8 мас. % 
MgО (рис. 2д) соответствуют уровню их содержания в первичных расплавах (Klein, Langmuir, 1987). 
Этот состав отражает этап до начала кристаллизации клинопироксена (на уровне 8 мас. % MgO), 
следующего за оливин-плагиоклазовой ассоциацией. При этом различный уровень концентраций Na 
в  первичных расплавах сохраняется, образуя параллельные тренды при малоглубинной кристаллизации.
Базальты драг S2326, S2330 с борта разлома Эндрю Бейн, составляющие другую группу с  повышенными значениями Fe8 и  пониженными Na8, 
соответствуют  более глубинному типу исходных 
толеитов ТОР-1 (Сущевская и др., 1983). Часть из 
них может представлять смесь расплавов типов 
ТОР-2 и Na-ТОР. Поскольку толеиты, драгированные с нижних частей западного борта разлома Эндрю Бейн, возможно, относятся к более раннему, 
предшествующему этапу развития спрединговой 
зоны в  данной области, мы можем полагать, что 
процесс выплавления магм менялся с  течением 
времени с более горячего и глубинного поступления расплавов на более холодный, малоглубинный 
в современное время.
На рис. 2д видно, что существует как минимум 
две области первичных толеитовых расплавов, 
различающихся концентрациями Fe, Na. Это составы базальтов драг S2317, S2318 и толеиты других 
станций, в которых преимущественно присутствуют базальты с пониженным содержанием натрия. 
Показано, что значения Na8 и Fe8, в свою очередь, 
зависят от глубины и степени плавления лерцолитовой, океанической мантии и коррелируют с мощностью сформированной коры (Klein, Langmuir, 
1987, 1989; Gale et al., 2014). Первая группа – это толеиты с повышенными значениями Na8 (больше  3) 
и  пониженными Fe8, которые идентифицируются 
как расплавы – дифференциаты первичных выплавок типа Na – ТОР (Толеиты Океанических Рифтов), развитые в “холодных областях” медленноспрединговых СОХ (Bonatti et al., 1993; Сущевская 
и др., 2002, 2003). Преимущественно магмы этого 
типа, типичные для драг 17, 18, изливались в рифтовой долине.
СОСТАВЫ ЛИКВИДУСНЫХ ОЛИВИНОВ, 
ШПИНЕЛЕЙ И УСЛОВИЯ  
КРИСТАЛЛИЗАЦИИ МАГМ
Порядок кристаллизации толеитовых магм хорошо известен. Это последовательная кристаллизация оливин (±шпинель)-плагиоклаз-клинопироксен (Klein, Langmuir, 1987; Gale et al., 2014), что 
типично и для изученных образцов. Кристаллизация большинства океанических магм происходит 
в  интервале температур 1350–1010°С (Дмитриев 
и др., 1984). Она может меняться в зависимости от 
состава и Р-Т условий генерации и степени фракционирования первичных магм.
Исследованные вкрапленники оливинов ст. 
S2326 и S2317 отличаются по диапазону магнезиальности (рис. 3, табл. 2). Более магнезиальные (Fo89) 
типичны для толеитов ст. S2317 (рис. 3). Вариации 
проанализированных оливинов ст. S2326 варьируют от (Fo85) до (Fo80). Если оливины рифтовой доВ  общем случае процесс плавления мантии 
в  спрединговых областях близок к  фракционному полибарическому, когда поступающие вверх 
порции расплава смешиваются между собой. Эта 
смесь поступающих на поверхность расплавов 
будет соответствовать равновесию, отвечающему 
средней глубине поднимающейся колонны (Klein, 
Langmuir, 1989). Оцененный нами основной уровень генерации толеитовых расплавов Мирового 
океана отражает различия в  исходных составах, 
которые обусловлены в  первую очередь глубиной 
и степенью плавления (F). Выявлено три главных 
типа магм, существенно отличающихся исходными составами. Это: ТОР-1, генерация которого под 
спрединговыми зонами происходит в  интервале 
давлений 20–10 кбар, средняя Т = 1300°С, F >15 
%, 
ТОР-2 – плавление которого происходит в интерГЕОХИМИЯ       том 69       № 1       2024

ФОРМИРОВАНИЕ ОКЕАНИЧЕСКОЙ КОРЫ В ПРЕДЕЛАХ РАЙОНА
9
(à)
(á)
18
2.5
Al2O3 
ìàñ.%
Ê2O
ìàñ.%
äàííûå (Ïåéâå è äð. 2017)

íàøè äàííûå
ñòåêëî 42317/7
17
2.0
16
1.5
15
1.0
14
0.5
MgO ìàñ.%
MgO ìàñ.%
13
0.0
3.5
5.5
7.5
9.5
11.5
3.5
5.5
7.5
9.5
11.5
(â
(ã)
54
TiO2
ìàñ.%
SiO2
ìàñ.%
2.2
52
1.7
50
48
1.2
MgO ìàñ.%
MgO ìàñ.%
46
0.7
3.5
5.5
7.5
9.5
11.5
3.5
5.5
7.5
9.5
11.5
(ä)
4
Na8
3.5
Na=TOP
3
2.5
2
1.5
Fe8
1
2
4
6
8
10
12
Рис. 2. Содержание главных элементов в базальтах и долеритах района разломной зоны Эндрю Бейн.
(а-г) – Корреляционные зависимости Al, K, Si, Ti от MgО; (д) – Параметры Na8-Fe8, показывающие различия 
этих элементов в исходных расплавах, зависящие от глубины и степени плавления океанической мантии (Klein, 
Langmuir, 1987, 1989). Полем выделены составы базальтов др. S2317, 18 (квадратики), четко относящиеся к малоглубинному типу толеитов Na-ТОР (Сущевская и др., 2002). Ромбом отмечен состав первичного расплава Na-ТОР по 
(Сущевская и др., 2002).
Использованы данные табл. 1 и работы (Пейве и др., 2017).
ГЕОХИМИЯ       том 69       № 1       2024