Геохимия, 2024, № 11

Российская академия наук
ГЕОХИМИЯ
Том 69       № 11     2024      Ноябрь
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 
А.И. Буйкин 
д.г.-м.н., Институт геохимии и аналитической химии
к.г.-м.н., Институт геохимии и аналитической химии
им. В.И. Вернадского РАН, Москва
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:
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
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
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. Спасенных – кандидат хим. 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 11, 2024
Геохимическая природа базальтов рифтовой долины САХ на 20°31′ с. 
ш.:  
условия образования аномального вулканического центра Пюи-де-Фоль  
в осевой зоне Срединно-Атлантического хребта
С. А. Силантьев, А. И. Буйкин, А. A. Гуренко, А. В. Чугаев, В. В. Шабыкова, А. Р. Цховребова,  
В. Е. Бельтенев, А. С. Бич	

962
Редкоэлементный состав циркона из гранитов рапакиви губановской интрузии,  
Выборгский массив, как отражение флюидонасыщенности расплава
И. В. Рогова, В. С. Стативко, Д. А. Петров, С. Г . Скублов
975
Рудная апатитсодержащая минерализация габброидного массива Велимяки  
в Раахе-Ладожской зоне Северного Приладожья: выявление условий формирования  
и оценка возраста апатита
Ш. К. Балтыбаев, Р. Л. Анисимов, И. М. Васильева, Н. Г. Ризванова,  
О. Л. Галанкина, В. М. Саватенков
992
Распад твердых растворов в области Au–Au3Cu и уточнение фазовой диаграммы Au–Ag–Cu
С. А. Онищенко, К. Г. Пархачева, Ю. В. Глухов, С. К. Кузнецов, Н. Ю. Никулова, Е. М. Тропников
1012
Углеводороды-биомаркеры в автохтонном и мигрировавших битумоидах  
докембрия скважины Усть-Майская-366 (Сибирская платформа)
И. Д. Тимошина
1022
Формы нахождения химических элементов в водах исторического рудника «Гербертц»  
(Карелия, Россия): термодинамические расчеты и фракционирование
Е. С. Сидкина, А. С. Торопов, А. А. Конышев
1039
Применение масс-спектрометрии с индуктивно-связанной плазмой для уточнения  
элементного состава стандартных геологических образцов и аттестации кандидатов  
в стандартные образцы
И. В. Николаева, С. В. Палесский, А. С. Шайбалова
1059

ГЕОХИМИЯ, 2024, том 69, № 11, с. 962–974
 
УДК 552.313(260)
ГЕОХИМИЧЕСКАЯ ПРИРОДА БАЗАЛЬТОВ РИФТОВОЙ ДОЛИНЫ 
САХ НА 20°31′ С. 
Ш.: УСЛОВИЯ ОБРАЗОВАНИЯ АНОМАЛЬНОГО 
ВУЛКАНИЧЕСКОГО ЦЕНТРА ПЮИ-ДЕ-ФОЛЬ В ОСЕВОЙ ЗОНЕ 
СРЕДИННО-АТЛАНТИЧЕСКОГО ХРЕБТА
© 2024 г. С. А. Силантьевa, *, А. И. Буйкинa, А. A. Гуренкоb, А. В. Чугаевc, В. В. Шабыковаa, 
А. Р. Цховребоваa, В. Е. Бельтеневd, А. С. Бичd
aИнститут геохимии и аналитической химии им. В. И. Вернадского РАН, ул. Косыгина, 19, Москва, 119991 Россия
bCentre de Recherches Petrographiques et Geochimiques, UMR7358, Université de Lorraine,  
54501 Vandoeuvre-les-Nancy, France
cИнститут геологии рудных месторождений, петрографии, минералогии и геохимии РАН,  
Старомонетный пер. 35, Москва, 119017 Россия 
dФГБУ “ВНИИОкеангеология”,  
Aнглийский пр. 1, Санкт-Петербург, 190121 Россия
*e-mail: silantyev@geokhi.ru
Поступила в редакцию 28.05.24 г.
После доработки 05.07.2024 г.
Принята к публикации 12.07.2024 г.
Представлены результаты изучения образцов закалочных стекол базальтов с вершины подводного 
вулкана Пюи-де-Фоль, расположенного в  рифтовой долине Срединно-Атлантического хребта 
(САХ) на 20°31′ с. 
ш., отобранных в 45-м рейсе НИС «Профессор Логачев». В отличие от типичных 
осевых вулканических поднятий, высота которых в низкоскоростных центрах спрединга обычно 
не превышает нескольких сотен метров, вершина вулкана Пюи-де-Фоль расположена на глубине 
1950 м и возвышается над днищем рифтовой долины на 1800 метров. Полученные в проведенном 
исследовании данные о составе закалочных стекол вулкана Пюи-де-Фоль позволяют прийти к ряду 
выводов, дополняющих существующие представления о магматических и тектонических процессах, 
формирующих геоморфологические черты рифтовой долины низкоскоростных центров спрединга, 
к которым относится Срединно-Атлантический хребет: 1) Закалочные стекла вулкана Пюи-деФоль являются продуктом сильно деплетированного расплава, образованного при частичном 
плавлении мантийного резервуара DM; 2) Вулкан Пюи-де-Фоль образован в результате деятельности 
долгоживущей промежуточной магматической камеры, расположенной под осью рифтовой долины 
САХ; 3) В формировании родительских для вулкана Пюи-де-Фоль расплавов помимо резервуара 
DM, возможно, участвовал мантийный источник, обогащенный несовместимыми элементами; 
4) В закалочных стеклах, отобранных на вершине вулкана Пюи-де-Фоль, установлены слабые 
геохимические сигналы контаминации родительских расплавов гидротермальным компонентом;  
5) В районе осевой зоны САХ на 20°31′ с. 
ш., установлены признаки стагнации спрединга океанической 
коры.
Ключевые слова: рифтовая долина, спрединг, мантия, гидротермальные системы, геохимия MORB, 
изотопы B, O, Sr, Nd, Pb
DOI: 10.31857/S0016752524110017, EDN: IFASOF 
ВВЕДЕНИЕ
Фундаментальной особенностью Срединно-Атлантического хребта (САХ) является геохимическая сегментация, проявленная в распределении 
сильно несовместимых элементов в закалочных 
стеклах MORB. Эта сегментация выражается как 
чередование в осевой зоне хребта участков, сложенных двумя главными геохимическими типами базальтов: N-MORB (деплетированных) 
и  E-MORB (обогащенных). Данные сейсмической томографии, свидетельствующие о тепловом 
состоянии малоглубинной мантии под осевой зоной САХ, позволяют считать, что деплетированные базальты рифтовой долины локализованы 
в пределах «горячих» сегментов, тогда как в пределах «холодных» сегментов присутствуют лавы, 
характеризующиеся заметным обогащением некогерентными элементами по сравнению с лавами 
из «горячих» участков (Grand et al., 1997; Boschi, 
Dzevonski, 2000; Sokolov et al., 2020). Характерными особенностями сегментов САХ, заключенных 
между 20° и 21° с. 
ш., являются: (1) преимущественная приуроченность к ним базальтоидов семейства 
962

	
Геохимическая природа базальтов рифтовой долины САХ
963
45°35’0’’З
45°40’0’’З
Разлом Кейн
Разлом Зелёного мыса
Разлом Вима
45L099ad
45L102ad
45L102ag
долины на 1800 метров, при периметре его основания 3.7 × 5.3 км. В вершинной части вулкана обнаружены 7 рудных тел, связанных с проявлениями 
активной гидротермальной деятельности, источником тепла которой предположительно является 
малоглубинная магматическая камера (Черкашев 
и др., 2018).
В  настоящей статье представлены результаты геохимических исследований закалочных стекол базальтов, отобранных на вершине вулкана 
Пюи-де-Фоль. Полученные данные стали ценным 
источником информации о геохимической и геодинамической специфике магматизма рассматриваемого района осевой зоны САХ и пролили свет 
на происхождение аномального по размеру осевого 
поднятия.
МАТЕРИАЛ И МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЯ
20°35’0’’C
20°30’0’’C
20°25’0’’C
20°35’0’’C
20°30’0’’C
20°25’0’’C
45°35’0’’З
45°40’0’’З
Рис. 1. Батиметрическая карта района (Насонов и др., 
2023) подводного вулкана Пюи-де-Фоль и расположение мест отбора образцов закалочных стекол. Штриховкой показан участок вершины вулкана, в пределах 
которого установлены признаки активной гидротермальной деятельности.
N-MORB; (2) возможное присутствие под осевой 
зоной хребта в этом районе малоглубинных магматических камер, которые рассматриваются в качестве источников тепла для активных гидротермальных систем (Силантьев и др., 2015, 2023). В пределах этого отрезка осевой зоны САХ проходил 45-й 
рейс НИС «Профессор Логачев» (2022 г.), в ходе 
которого на 20°36′ с. 
ш. была опробована вершина 
подводного вулкана Пюи-де-Фоль. Вулкан Пюиде-Фоль, расположен в центральной части рифтовой долины САХ (Андреев и др., 2017; Cherkashov 
et al., 2017), и может рассматриваться как осевое 
поднятие (“axial high”) – обычный морфологический элемент рифтовой долины срединно-океанических хребтов. Однако, в отличие от типичных 
осевых вулканических поднятий, высота которых 
в  низкоскоростных центрах спрединга обычно 
не превышает нескольких сотен метров (например, Smith et al., 1995; Shah, Sempere, 1998), вершина вулкана Пюи-де-Фоль расположена на глубине 1950 м и возвышается над днищем рифтовой 
Изученные образцы закалочных стекол были 
отобраны в 45-м рейсе НИС «Профессор Логачев» 
с помощью телевизионного грейфера на двух станциях, расположенных на плоской вершине вулкана 
Пюи-де-Фоль, вблизи гидротермальных рудопроявлений (рис. 1). Судя по результатам пробоотбора, вершина вулкана в районах расположения этих 
станций покрыта маломощными (до 15 см) глубоководными илами, покрывающими базальтовые 
лавы с корками закалочных стекол. Породы, слагающие вершину вулкана Пюи де Фоль, характеризуются однородным петрографическим обликом 
и представлены свежими афировыми базальтами 
с афанитовой структурой и закалочными стеклами 
на поверхности без петрографических признаков 
вторичного изменения. Для изучения были выбраны три образца, отобранные на двух станциях 45-го 
рейса НИС «Профессор Логачев».
Содержание главных элементов в закалочных 
стеклах определялось в ГЕОХИ РАН с помощью 
сканирующего электронного микроскопа с полевым катодом (FEG SEM) TESCAN MIRA3, оборудованного энерго-дисперсионным спектрометром 
ULTIM MAX 100 (Oxford Instruments) под программным управлением Aztec 5.0. Количественный 
анализ проводился при ускоряющем напряжении 
20 kV и токе зонда 1.4 nA при накоплении в спектре 106 импульсов. В качестве стандартов использовались чистые элементы и соединения (многоэлементный стандартный образец С321, Oxford 
Instruments). Ошибка определения главных элементов составляла около 2 отн. %.
Для определения содержания редких и рассеянных элементов в исследуемых стеклах применен метод лазерной абляции (лазерная установка LSX-213 G2+) на масс-спектрометре высокого 
разрешения Element XR с ионизацией в индуктивно-связанной плазме (LA-ICP-MS, ГЕОХИ РАН). 
 
В анализе использованы следующие параметры 
ГЕОХИМИЯ        том   69       № 11         2024

Силантьев и др.
измерений: частота импульса лазерного излучения 6 Hz, диаметр пучка 40 мкм, газовые потоки: 
Ar (охлаждающий) – 16 л/мин, Ar (вспомогательный) – 1.95 л/мин, Ar (с образцом) – 0.975 л/с, He – 
0.9 л/мин. Для измерения содержания элементов 
в образцах использовали калибровочные стандарты синтетических стекол NIST-610 с содержанием 
редких элементов на уровне 500 ppm (Jochum et al., 
2011). Контроль качества анализа производили 
по стандарту природного стекла ML3B. Значение 
концентраций для стандартов были взяты из базы 
данных MPH GeoRem Data Base. В качестве внутреннего стандарта выбирали элемент (кальций) 
с достаточно высокими концентрациями относительно фоновых значений и  наиболее гомогенно распределенный в фазах. Полученные данные 
обработаны с помощью программы Glitter (Van 
Achterbergh et al., 1999). Пределы обнаружения для 
редкоземельных элементов составляли следующие 
значения: для La, Ce, Pr, Tb, Ho, Tm, Lu от 0.01 до 
0.05, для Nd, Sm, Eu, Dy, Er от 0.1 до 0.3, и для Gd, 
Yb – от 0.7 до 0.9 ppm. Ошибка измерений составляет 10–15 отн. %.
Изучение поведения Rb-Sr и  Sm-Nd изотопных систем в закалочных стеклах проводили в лаборатории изотопной геохимии и геохронологии 
ГЕОХИ РАН. Изотопный состав Sr и Nd с одновременным измерением концентрации Rb, Sr, Sm 
и Nd определены методом изотопного разбавления 
с применением смешанных трассеров 85Rb+84Sr 
и  149Sm+150Nd. Подробно методика пробоподготовки описана в работе (Цховребова и др., 2023). 
Изотопный анализ элементов осуществляли на 
масс-спектрометре Triton Finnigan TE. Измеренные изотопные отношения стронция были нормализованы по отношению 86Sr/88Sr≡0.1194, неодима – по 148Nd/144Nd=0.241572, с использованием 
экспоненциального закона фракционирования. 
Для контроля правильности и воспроизводимости 
измерений изотопного состава стронция и неодима с каждой серией образцов проводили измерения международных стандартов: для Sr – SRM987, 
для Nd  – JNdi-1. В  ходе измерения изотопных 
отношений стронция и неодима в соответствующих стандартах, были получены следующие значения: SRM987 (N=5) 87Sr/86Sr = 0.710230 ± 30; 
JNdi-1 (N=5) 143Nd/144Nd = 0.512104 ± 16 (рекомендованные значения 87Sr/86Sr  = 0.71034  ± 26, 
143Nd/144Nd = 0.512115 ± 7). Погрешность измерения на уровне 2σ.
Изотопный состав свинца изучен в  истертых пробах базальтовых стекол методом многоколлекторной масс-спектрометрии с  ионизацией вещества в индуктивно связанной плазме 
(MC–ICP–MS), предполагающий анализ в  растворах трассированных таллием с известным изотопным составом. Химическая подготовка образцов заключалась в разложении навесок 40–50 мг 
на протяжении 24 ч в смеси кислот (HF+HNO3) 
в PFA-виалах при температуре 110–120 °C. Отделение свинца от элементов матрицы образца осуществлялось с  помощью ионообменной хроматографии по одностадийной методике согласно 
(Чугаев и др., 2013). Уровень лабораторного фона 
при химической подготовке образцов не превышал 
0.05 нг. Измерение изотопного состава Pb проведено на 9-коллекторном масс-спектрометре Neptune 
(Thermo Scientific) в лаборатории изотопной геохимии и геохронологии ИГЕМ РАН (Москва) согласно (Чернышев и др., 2007). Для оценки достоверности результатов параллельно с образцами проводился анализ стандарта изотопного состава Pb 
SRM 981 и стандарта горной породы AGV-2 (USGS, 
США). За период проведения опытов значения изотопных отношений Pb в стандарте SRM 981 (N=8) 
составили 206Pb/204Pb = 16.9420 ± 16, 207Pb/204Pb = 
15.4994 ± 18, 208Pb/204Pb = 36.7230 ± 55, а в стандарте 
AGV-2 (N=6) – 206Pb/204Pb=18.873 ± 4, 207Pb/204Pb = 
 
= 15.621 ± 2, 208Pb/204Pb = 38.549 ± 6. Итоговая погрешность измерения изотопных отношений Pb 
в стеклах не превышала 0.03–0.04 % (2σ).
Измерения содержаний галогенов (Cl, Br), бора 
и его изотопного состава (11В/10В), а также отношения изотопов кислорода (18О/16О) в изученных 
стеклах проводилось методом масс-спектрометрии вторичных ионов (SIMS) в Центре Петрографических и Геохимических Исследований (Centre 
de Recherches Pétrographiques et Géochimiques), 
Нанси, Франция. Анализы проводились с применением ионного зонда CAMECA IMS1280 HR2. 
В  качестве эталонов применялись искусственные и  природно-закаленные стекла основного 
и среднего состава с сертифицированными значениями концентраций и изотопных отношений. 
(1) Для определения содержаний и  изотопного 
анализа бора использовались эталонные стекла 
GOR128-G, GOR132-G и StHs6/80-G (Jochum et al., 
2006); (2) для изотопного анализа кислорода также использовались эталонные стекла GOR128-G, 
GOR132-G и StHs6/80-G, а также стекла ML3B-G, 
T1-G, BCR2-G и Сан Карлос оливин (Jochum et al., 
2006; Gurenko et al., 2015), (3) для определения содержаний фтора и хлора использовались природные и  экспериментальные стекла ALV981-R23, 
30–2, JdF-VG2, ETNA-II-6 ETNA-II-7 (Gurenko 
et al., 2016 и другие приведенные в данной работе 
ссылки), а также номинально-безводное и не содержащее летучих компонентов кварцевое стекло 
Heraeus Suprasil 3002 (Wetzel et al., 2015); (4) для 
определения содержаний брома использовались 
природно-закаленные и экспериментально произведенные эталонные стекла B6000, B3000, B10, 
B5, B1 (Cadoux et al., 2017), 60701, 47979, 47963, 
25603, GG53a, BCR2-G, BHVO2-G (Kendrick et al., 
2017; Marks et al., 2017), а также кварцевое стекло Heraeus Suprasil 3002. Установленная средняя 
аналитическая погрешность определения (2σ) 
ГЕОХИМИЯ        том   69       № 11         2024

	
Геохимическая природа базальтов рифтовой долины САХ
965
45L102ad
45L099ad
45L102ag
1
CAX, 20°-21° с.ш.
составляла ± 23 % для средних содержаний бора 
в стекле ~0.8 ppm и ± 7 ‰ для значений δ11B, ± 2 % 
для средних содержаний хлора (~100 ppm), ± 13 % 
для средних содержаний брома в стекле ~0.3 ppm, 
и ± 0.3 ‰ для значений δ18О.
0.8
РЕЗУЛЬТАТЫ И ДИСКУССИЯ
0.6
0.4
E-MORB
K2O/TiO2, в породе
0.2
0
N-MORB
4
6
8
10
12
MgO, мас. % в породе
Рис. 2. Сравнение состава закалочных стекол вулкана 
Пюи-де-Фоль с составами MORB (Костицын, 2004) – 
голубые крестики, в том числе, с составом продуктов 
вулканизма рифтовой долины САХ на 20о–21ос.ш. 
– 
красные звездочки (Силантьев и др., 2023). Граница 
между E-MORB и N-MORB (синие открытые звездочки) показана по (Wilson, 1989; Дмитриев и др., 2006).
к поверхности большого объема расплава. По сравнению с  закалочными стеклами, отобранными 
в сегменте САХ на 20°–21°с.ш., закалочные стекла 
вулкана Пюи-де-Фоль обнаруживают более значительные вариации отношения K2O/TiO2. Вместе 
с тем, cудя по величине отношений Nb/Zr и Ba/Sm, 
вариации значений которых, согласно (Le Roux et 
Главные и  редкие элементы
Содержания главных элементов в закалочных 
стеклах приведены в табл. 1. Уровень содержания 
MgO в этих породах (7.15–7.64 мас. %) позволяет относить их к  продуктам фракционированных толеитовых расплавов, а величина параметра 
K2O/TiO2 (0.07–0.13) – к наиболее деплетированным представителям семейства N-MORB (рис. 2). 
Характер распределения содержания РЗЭ (табл. 2), 
нормированного к  хондриту, близок к  установленному ранее в MORB из сегмента САХ между 
20°–21°с.ш. (рис. 3а; Силантьев и др., 2023), однако, изученные закалочные стекла обогащены ЛРЗЭ 
относительно N-MORB: (La/Sm)N-MORB = 1.3–1.4, 
(Се/Yb)N-MORB = 1.8–2.2 (рис. 3б). Следует заметить, 
что данная особенность, наблюдаемая в характере 
распределения РЗЭ, может указывать на присутствие граната в мантийном источнике магматического расплава, родительского для изученных закалочных стекол. В пользу этого предположения 
говорят также повышенные значения величины 
отношения (Dy/Yb)сn, которые, по (Saccani, 2015) 
характерны для MORB, образованных при плавлении мантийного субстрата в условиях гранатовой 
фации глубинности. Нельзя исключить возможность присутствия в этом мантийном источнике 
гранатового пироксенита, высокая степень плавления которого могла обеспечить поступление 
Таблица 1. Содержание (мас. %) главных элементов в стеклах базальтов вершины вулкана Пюи-де-Фоль 
(данные TESCAN)
Образец
SiO2
TiO2
Al2O3
FeO*
MnO
MgO
CaO
Na2O
K2O
P2O5
S
Сумма
K2O/TiO2
45L-099ad
50.6
1.57
15.52
9.52
0.18
7.64
11.62
2.95
0.20
0.16
0.12
99.96
0.13
45L-102ad
50.7
1.61
15.57
9.61
0.18
7.54
11.33
3.14
0.16
0.15
0.11
99.94
0.10
45L-102ag
50.5
1.70
14.92
9.62
0.20
7.15
11.32
3.15
0.12
0.12
0.30
99.10
0.07
* Все железо в виде FeO.
Таблица 2. Содержание (ppm) редкоземельных элементов в исследуемых закалочных стеклах базальтов вулкана 
Пюи-де-Фоль (данные LA-ICP-MS)
Образец
La
Ce
Pr
Nd
Sm
Eu
Gd
Tb
Dy
Ho
Er
Tm
Yb
Lu
(La/ 
Sm)cn
(Ce/ 
Yb)cn
(La/ 
Sm)N-MORB
(Ce/ 
Yb)N-MORB
45L-099ad
4.8
14.5
2.2
11.2
3.6
1.5
4.6
0.8
5.1
1.1
3.0
0.4
3.1
0.4
0.861
1.3
1.40
1.90
45L-102ad
4.4
14.3
2.1
11.3
3.6
1.6
4.3
0.8
4.8
1.1
2.8
0.4
3.1
0.4
0.796
1.3
1.30
1.85
45L-102ag
4.4
13.8
2.1
11.3
3.5
1.6
4.4
0.8
5.1
1.1
3.0
0.4
2.6
0.4
0.805
1.5
1.31
2.20
Примечания. Отношения (La/Sm)cn и  (Ce/Yb)cn нормализовано к  хондриту CI и  к  составу N-MORB по (Sun, 
McDonough, 1989). 
ГЕОХИМИЯ        том   69       № 11         2024

Силантьев и др.
20°-21° с.ш., CAX
45L102ad
45L099ad
45L102ag
45L102ad
45L099ad
45L102ag
20°-21° с.ш., CAX
10
100
1
10
Порода/N-MORB
Порода/Хондрит
0.1
1
Ce
Nd Sm Eu Gd Tb
Tm Yb Lu
La
Er
Pr
Ho
Dy
Ce
Nd Sm Eu Gd Tb
Tm Yb Lu
La
Er
Pr
Ho
Dy
(а)
(б)
Рис. 3. Характер распределения нормализованных к хондриту (а) и к N-MORB (б) содержаний РЗЭ в изученных 
закалочных стеклах. Составы хондрита и N-MORB заимствованы из (Sun, McDonough, 1989).
45L102ad
45L099ad
45L102ag
CAX, 20°- 21° с.ш.
CAX, 16°- 17° с.ш.
CAX, 16°- 17° с.ш., обр.20L794-2
2
0.16
1.6
0.12
1.2
0.08
Nb/Zr, в породе
(La/Sm)
cn, в породе
0.8
0.04
0.4
0
10
20
30
40
0
10
20
30
40
0
Ba/Sm, в породе
Ba/Sm, в породе
(а)
(б)
Рис. 4. Вариации отношений Nb/Zr (а), (La/Sm)cn (б) и Ba/Sm в закалочных стеклах вулкана Пюи-де-Фоль. Для 
сравнения приведены точки состава закалочных стекол базальтов из сегментов рифтовой долины САХ (20°–21°с.ш.), 
окружающих вулкан Пюи-де-Фоль, а также из района САХ между 16° и 17°с.ш., где было выявлено воздействие на 
состав закалочных стекол высокосоленого гидротермального флюида (Buikin et al., 2022). Как видно, точки данных 
изученных в настоящей работе образцов располагаются на общем тренде между сильно обедненными и обогащенными составами.
al., 2006 ), позволяют идентифицировать различные геохимические типы MORB, изученные закалочные стекла являются производными сильно 
деплетированного расплава, однако, занимают 
промежуточное поле между составами типичных 
N-MORB сегмента САХ между 20°–21°с.ш. (Силантьев и др., 2023) и базальтами, отобранными в районе геохимической аномалии в рифтовой долине 
вблизи 16°с.ш. (Силантьев и др., 2008), близкими 
по составу к Е-MORB (рис. 4; табл. 3). Таким образом, по геохимии главных элементов изученные 
стекла относятся к типичным N-MORB; с другой 
стороны, характер распределения в  них редких 
и рассеянных элементов указывает на возможное 
воздействие на обедненный источник обогащенного по этим элементам компонента.
Принято считать, что поскольку Zr и Hf являются сильно некогерентными элементами, величина их отношения в магматическом расплаве не 
зависит от процесса фракционной кристаллизации 
(David et al., 2000; Buchl et al., 2002). Приведенные 
на рис. 5 данные позволяют предполагать, что мантийный источник, продуцирующий расплав, который мог являться родоначальным для изученных 
ГЕОХИМИЯ        том   69       № 11         2024

ГЕОХИМИЧЕСКАЯ ПРИРОДА БАЗАЛЬТОВ РИФТОВОЙ ДОЛИНЫ САХ
967
Таблица 3. Содержание (ppm) редких элементов в базальтовых закалочных стеклах вулкана Пюи-де-Фоль 
(данные LA-ICP-MS)
Образец
Ba
Th
U
Pb
Nb
Sr
Ta
Zr
Hf
Y
B*
Cl*
Br*
45L-099ad
29.6
0.3
0.1
0.58
4.6
158
0.3
89.0
2.5
26.8
0.88
0.0076
0.28
45L-102ad
20.1
0.2
0.1
0.74
3.6
159
0.2
90.4
2.6
26.6
0.90
0.0054
0.17
45L-102ag
20.2
0.2
0.1
0.65
3.5
158
0.2
93.6
2.6
27.2
н.а.
н.а.
н.а.
*Содержание B, Cl и Br определено методом SIMS; н.а.– не анализировалось.
Рис. 5. Ковариации величины отношения Zr/Hf c (La/Sm)cn (а), К2О/TiO2 (б), и содержаниями MgO (в) и Сl 
(г) в закалочных стеклах вулкана Пюи-де-Фоль. Составы закалочных стекол из сегментов САХ на 20о–21о и 
16о–17о с.ш. заимствованы из (Силантьев и др., 2008; Силантьев и др., 2023).
закалочных стекол, отличался по составу от источников MORB рифтовой долины САХ между 20°–
21°с.ш. На рис. 5 приведены также составы закалочных стекол, отобранных в осевой зоне САХ 
между 16° и 17°с.ш. Как упоминалось выше, ранее 
здесь была установлена геохимическая аномалия, 
отражающая изотопную специфику мантийных 
источников магматизма рифтовой долины, продуцирующих в этой акватории базальты семейства 
E-MORB (Силантьев и др., 2008). В эту группу закалочных стекол включен также отобранный в том 
же районе образец закалочного стекла 20L794-2 
(на рис. 5 обозначен зеленым треугольником), изотопно-геохимические параметры которого позволили предполагать, что родительский расплав для 
этого образца был контаминирован компонентом, 
заимствованным из высокосоленого гидротермального флюида (Buikin et al., 2022).
Обращает на себя внимание то обстоятельство, что во всех координатах, использованных на 
рис. 5 (как и на рис. 4), состав изученных в настоящей работе закалочных стекол занимает промежуточное положение между полями состава типичных 
N-MORB (САХ, 20°–21°с.ш.) и Е-MORB, среди которых присутствуют образцы, контаминированные 
высокосоленым гидротермальным флюидом (САХ, 
16°–17°с.ш., Buikin et al., 2022).
Рис. 6, на котором указанные составы закалочных стекол САХ отображены в координатах MgO – 
Cl, демонстрирует изменение содержания хлора 
ГЕОХИМИЯ        том   69       № 11         2024

Силантьев и др.
в закалочных стеклах, отобранных южнее вулкана 
Пюи-де-Фоль (в районе САХ 16°–17°с.ш.), испытавших контаминацию гидротермальным компонентом, производным от морской воды (Buikin 
et al., 2022). Поведение точек состава изученных 
нами закалочных стекол на рис. 6 отличается от поведения стекол, отобранных в том же сегменте САХ, 
и скорее соответствует тренду образцов из района 
САХ на 16°–17°с.ш. Отметим, что в недавней работе 
(Urann et al., 2017) приводятся аргументы в пользу 
мнения, что существующие оценки содержания Cl 
в резервуаре DMM завышены и нуждаются в переоценке, в то время как содержание Cl в MORB 
почти всегда связано с некоторой контаминацией 
материалом, обогащенным морской водой или ее 
дериватами. В связи с этим, можно предполагать, 
что и наши образцы обнаруживают слабые сигналы подобной контаминации.
Бор – надежный индикатор степени изменения пород океанической коры вследствие крайне 
низких концентраций этого элемента в мантийном источнике MORB (Ishikawa, Nakamura, 1992). 
Согласно (Ishikawa, Nakamura, 1992; Chaussidon, 
Jambon, 1994), содержание бора в  N-MORB колеблется в  интервале 0.34–0.74 г/т, в  то время 
как для более обогащенных MORB оно составляет 0.5–2.4 г/т. Оценка содержания бора в мантии, 
произведенная в  (Gurenko, Сhaussidon, 1997) 
по результатам изучения закалочных стекол базальтов неовулканической зоны Исландии, составила 0.13–0.21  г/т. Содержание бора в  закалочных стеклах вулкана Пюи-де-Фоль составляет 0.88–0.90  г/т. Повышенные по сравнению 
с N-MORB содержания бора в изученных закалочных стеклах, родительский расплав которых, как 
указывалось выше, характеризуется лишь незначительной степенью фракционирования, могут 
свидетельствовать в пользу предположения о специфическом составе их мантийного источника. 
С другой стороны, они не исключают возможный 
небольшой вклад в состав магматического расплава гидротермального компонента, представляющего собой дериваты морской воды (см. также обсуждение выше). Добавим к этому, что хотя отношение 
Br/Cl в изученных образцах и близко к характерному для MORB, однако, в  образце 45L099ad 
(Br/Cl = 0.0037) оно несколько превышает вариации этого параметра в N-MORB (0.0022–0.0034 по 
Kendrick, 2018). При этом, изменение отношений 
Br/Cl и K/Cl в наших образцах повторяет тенденции, установленные в (Kendrick, 2018) для закалочных стекол базальтов, контаминированных высокосоленым гидротермальным флюидом.
45L102ad
45L099ad
CAX, 20°- 21° с.ш.
CAX, 16°- 17° с.ш.
CAX, 16°- 17° с.ш., обр.20L794-2
200
Контаминация
гидротермальным
компонентом
160
20L794-2
120
80
40
Франкционирование магматического
расплава
9
8
10
MgO, мас. % в стекле
Рис. 6. Ковариации содержания Сl и содержания MgO в закалочных стеклах вулкана Пюи-де-Фоль. Зеленая стрелка 
соответствует тренду контаминации магматического расплава гидротермальным компонентом.
ГЕОХИМИЯ        том   69       № 11         2024

	
Геохимическая природа базальтов рифтовой долины САХ
969
Изотопный состав Sr, Nd, Pb, B и  O
Изотопные составы Sr, Nd и  Pb приведены 
в табл. 4 и на рис. 7 и 8. Эти данные, также как 
и рассмотренные выше параметры состава, свидетельствуют о принадлежности закалочных стекол 
вулкана Пюи-де-Фоль к семейству деплетированных N-MORB.
В  отличие от Sr и  Nd, изотопный состав Pb 
в изученных образцах относительно неоднороден. 
Различия крайних значений изотопных отношений 206Pb/204Pb, 207Pb/204Pb и 208Pb/204Pb составляет 
соответственно 0.16 %, 0.29 % и 0.44 %. Эти различия в 4–10 раз превышают аналитическую погрешность и являются геохимически значимыми. На 
Pb-Pb изотопных диаграммах точки лежат в поле 
N-MORB, вблизи линии NHRL (North Hemisphere 
Reference Line) и области значений DM. Следует 
отметить повышенный масштаб вариаций отношения 207Pb/204Pb, который почти в 2 раза превышает таковой для отношения 206Pb/204Pb  – наиболее вариативного в природных объектах. При 
этом наблюдается корреляция между отношениями 206Pb/204Pb и 207Pb/204Pb, которая на диаграмме в соответствующих координатах, выражается 
в виде короткого субвертикального тренда. Примечательно, что вдоль этого же тренда с небольшим 
разбросом располагаются точки изотопного состава аномальных в геохимическом отношении закалочных стекол из сегмента САХ между 16°–17° с. 
ш. 
Таблица 4. Изотопный состав Sr, Nd, Pb, O и B в закалочных стеклах базальтов вулкана Пюи-де-Фоль
Образец
87Sr/86Sr
 ± 2σ
143Nd/144Nd
 ± 2σ
206Pb/204Pb
207Pb/204Pb
208Pb/204Pb
δ18O, VSMOW
δ11B, NBS951
45L-099ad
0.702548
11
0.513128
5
18.3427
15.5013
37.7884
5.10
−9.3
45L-102ad
0.702561
8
0.513133
6
18.3463
15.5231
37.8691
5.61
−7.3
45L-102ag
0.702751
10
0.513131
8
18.3724
15.5460
37.9549
5.54
н/а
Примечания. Погрешности определения изотопного состава стронция и неодима относятся к последним цифрам изотопного отношения. Погрешность значений δ18О менее ± 0.3 ‰; δ11B около ± 7 ‰. Погрешность измерения изотопных 
отношений Pb в стеклах не превышала 0.03–0.04 % (2σ).
0.5134
0.5132
DMM
0.513
0.5128
143Nd/
144Nd, в стекле
0.5126
0.5124
0.720
0.703
0.704
0.705
0.706
87Sr/
86Sr, в стекле
Рис. 7. Изотопный состав стронция и неодима в изученных закалочных стеклах. Бледно голубым обозначено поле 
состава MORB, представленное по (Костицын, 2004). Состав деплетированной мантии (DM) представлен согласно 
(Workman, Hart, 2005). Остальные условные обозначения как на рис. 6.
ГЕОХИМИЯ        том   69       № 11         2024