Геохимия, 2021, T. 66, № 2, стр. 145-160

ВВЕДЕНИЕ

Йоко-Довыренский расслоенный массив расположен в 60 км от северной оконечности озера Байкал и входит в состав Довыренского интрузивного комплекса возрастом ~728 млн лет (Арискин и др., 2013; Ernst et al., 2016). Массив хорошо выражен в рельефе – в виде хребта высотой до 2114 м, протягивающегося в СВ направлении на расстоянии около 26 км и разделенного долиной реки Ондоко на гольцы Йоко и Довырен (Гурулев, 1965; Конников, 1968). Субвертикальное падение, согласное вмещающим карбонатно-терригенным толщам Олокитского комплека (средний – верхний Рифей; Рыцк и др., 2002), позволило провести детальную реконструкцию его модальной и скрытой расслоенности (Кислов, 1998; Ariskin et al., 2018a). В наиболее мощной (до 3.4 км) центральной части массива последовательность пород включает базальный горизонт плагиоперидотитов, которые сменяются плагиоклазовыми и адкумулусными дунитами с резким переходом к троктолитам (от мелано- до лейкоразностей); верхнюю треть разреза слагают габброиды, варьирующие от лейкотроктолитов и оливиновых габбро до оливиновых и безоливиновых габброноритов, в прикровельной части пижонит-содержащих габбро. В северо-восточном и юго-западном замыкании интрузива дуниты практически отсутствуют: среди пород доминируют меланотроктолиты и лейкогабброиды (СВ, разрез “Школьный”); для г. Йоко (ЮЗ) характерно переслаивание троктолитов и оливиновых габбро (рис. 1). При этом базальные горизонты на краях имеют схожее строение – в обоих случаях внизу присутствуют плагиоперидотиты, хотя чуть менее примитивные по сравнению с центром интрузива. Соответственно, вблизи кровли шире распространены пижонит-содержащие габбро.

Многолетний интерес к исследованиям этого объекта обусловлен тремя причинами. Во-первых, с Довыренским интрузивным комплексом связаны Cu-Ni сульфидные руды, установленные в подстилающих силлах и апофизах главного тела (Гурулев, 1965; Конников, 1986), а также проявления лейкотроктолитов и анортозитов с участками малосульфидной ЭПГ-минерализации – так называемый Риф I (Дистлер, Степин, 1992; Орсоев и др., 1995; Konnikov et al., 2000) или Главный Риф (Ariskin et al., 2016; Арискин и др., 2020). Эти наблюдения и возрастные корреляции пород явились основанием для отнесения Довырена к восточной ветви верхнерифейской Cu-Ni-PGE Восточно-Сибирской металлогенической провинции (Поляков и др., 2013).

Вторая причина – общепетрологическое значение объекта, который обладает набором типоморфных признаков, демонстрирующих открытость довыренской магматической камеры на ранних и средних стадиях эволюции (Ariskin et al., 2018a). Это проявляется в преобладании ультраобедненных пород и оценках средневзвешенных (по разрезам) содержаний несовместимых элементов, которые в 3–5 раз ниже концентрации в породах эндоконтактов. Вулканитов или силлов с подобными геохимическими характеристиками в Северном Прибайкалье не обнаружено и это позволяет утверждать, что довыренский разрез представляет своего рода “реститовую толщу”, образованную из кристаллического остатка оливиновых и оливин-плагиоклазовых кумулатов, потерявших до 60–70% габброноритовых расплавов. По этой причине информацию о составе исходных наиболее примитивных магм несут не средние составы интрузива в разных разрезах, а пикродолериты с его нижних контактов.

Третье обстоятельство – аномальные изотопные характеристики пород Довыренского интрузивного комплекса. Исследования Rb–Sr и Sm–Nd изотопных систем для подстилающих Довырен ультрамафитовых силлов, а также закаленных габброноритов, пикродолеритов, дунитов, троктолитов и габброидов расслоенного массива показали, что 3/4 образцов формируют устойчивый кластер составов с экстремально-обогащенными отношениями ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr(t) (0.7094–0.7149 при t = 728.4 млн лет) и низкими значениями ε_Nd(t), варьирующими от ‒16.1 до –13.2 (Арискин и др., 2015). За пределами этого диапазона – наиболее измененные, большей частью серпентинизированные породы. Эти наблюдения подтвердили гипотезу о происхождении довыренских магм из изотопно-аномального источника (Amelin et al., 1996) и привели к выводу, что его протолитом в неопротерозойской сублитосферной мантии могли являться продукты частичного плавления и/или метасоматизации архейской мантии на рубеже около ∼2.7–2.8 млрд лет (Ariskin et al., 2018a). Вопрос о том, представлял ли этот протолит гетерогенную смесь закристаллизованных in situ выплавок и мантийных реститов в надсубдукционной (?) мантии или же – это результат контаминации первичных мантийных расплавов коровым веществом архейской коры, окончательно не решен. Экстраполяции значений ε_Nd(t) для пород Довыренского комплекса до пересечения с линией мантийной эволюции в приближении первичного отношения Sm/Nd = 0.350, указывают на Sm/Nd отношения в источнике около 0.221 (Арискин и др., 2015), что близко к среднему составу континентальной коры Sm/Nd = 0.219 (Taylor, McLennan, 1985). Это серьезный аргумент в пользу участия вещества континентальной коры в образовании мантийного источника довыренских магм.

Таким образом, Довыренский интрузивный комплекс дает пример уникального объекта, где в явном виде выражены признаки магматической камеры открытого типа, процессы эволюции которой привели к образованию крупного расслоенного интрузива и разнообразия Cu-Ni-ЭПГ минерализованных пород. Источником этого магматического материала в неопротерозое явилась сублитосферная мантия, в изотопном составе которой (Sm–Nd система) содержится запись истории гораздо более древнего, вероятно неоархейского, протолита. Контрастное наложение вопросов эволюции магматических камер, процессов внутрикамерной дифференциации и формирования сублитосферного источника находится в тренде фундаментальных проблем современной петрологии и теории Cu-Ni-ЭПГ сульфидного рудообразования. Это требует дальнейших исследований вещественного состава довыренских пород, включая информацию о стабильных изотопах – прежде всего серы и кислорода. Необходимость обновления данных по изотопным характеристикам этих элементов и расширения выборки изученных составов частично связана с развитием современных методов изотопного анализа, повышением их чувствительности. Петролого-геохимический аспект обусловлен трудностями разграничения эффектов ранней контаминации корового вещества при формировании мантийного источника и позднерифейской ассимиляции пород рамы, возможной на стадии внедрения магм и образования камеры. Эта проблема подчеркивается распространением апокарбонатных скарнов и реликтов вмещающих пород внутри Довыренского интрузива (Перцев, Шабынин, 1979; Перцев и др., 2003). Дополнительные осложнения привносят гидротермально-метасоматические процессы, которые затронули существенные объемы ультрамафитов и габброидов примерно через 70 млн лет после затвердевания интрузива (Арискин и др., 2013), вероятно на фоне многостадийного эпигенетического низкоградного метаморфизма погружения (Спиридонов и др., 2019). В представленной статье приводятся прецизионные данные об изотопном составе кислорода в зернах оливина из кумулатов по трем разрезам, опробованным в центральной части Йоко-Довыренского массива и на краях – в ЮЗ и СВ замыкании интрузива.

ПРЕДЫДУЩИЕ ИССЛЕДОВАНИЯ

Первые оценки изотопного состава кислорода в оливине были получены Устиновым и др. (1980) на мономинеральных фракциях, отобранных из дунитов, троктолитов, оливиновых габбро и габброноритов в центре интрузива. Кислород выделяли за счет взаимодействия образцов с BrF₅ или ClF₅ (Taylor, Epstein, 1962; Clayton, Mayeda, 1963), включая ряд опытов в режиме ускоренного фторирования с использованием реакторов-автоклавов. Изотопные отношения измеряли на масс-спектрометре МИ-1201; воспроизводимость измерений δ¹⁸O – примерно ±0.2‰. Значения δ¹⁸O для оливина находились в интервале 8.1–9.2‰. С учетом дополнительных данных для плагиоклаза и пироксена, эти авторы рассчитали изотопный состав кислорода в исходной довыренской магме (δ¹⁸O = 8.5–8.7‰), характеристики которой заметно превышали оценки для примитивных магм мантийного происхождения (Taylor, 1980), в частности, срединно-океанических базальтов (δ¹⁸O = 5.7 ± 0.2‰; Ito et al., 1987). Высокие значения δ¹⁸O для оливина в дальнейшем не подтвердились, а последующие измерения, проведенные в той же лаборатории для оливина из пикродолерита с нижнего контакта массива, показали меньшее обогащение тяжелым изотопом кислорода (δ¹⁸O = 6.4‰, Кривоплясов и др., 1984).

Не менее противоречивыми оказались данные Гончаренко и др. (1992), полученные при выделении кислорода методом объемного фторирования с последующим анализом на спектрометре МИ-1309 (декларированная воспроизводимость 0.3–0.5‰). Изотопный состав кислорода был измерен для монофракций оливина из 15 образцов, отобранных в центральной части интрузива и включающих плагиолерцолит, 4 образца дунитов, 5 троктолитов, оливиновый габбронорит и 4 образца оливиновых габбро. Несмотря на то, что авторы использовали “наименее измененные породы” c п.п.п. не более 2.5 мас. %, полученные результаты показали широкий разброс величин δ¹⁸O со смещением в область низких значений (от 0.6 до 6.4‰), по сравнению с предшествующими измерениями. При этом были установлены два типа состава оливина с модами δ¹⁸O = 5.5 ± 0.7‰ (два образца оливиновых габбро, два меланотроктолита и один оливиновый габбронорит) и δ¹⁸O = = 3.0 ± 1.1‰ (остальные 10 образцов, включая все дуниты и плагиолерцолит из базальной зоны). По результатам этих исследований было высказано предположение, что формирование довыренской камеры связано с поступлением магм с мантийными метками изотопного состава кислорода, тогда как смещение изотопных составов кислорода в область низких значений δ¹⁸O коррелирует с признаками пластической деформации изученных зерен оливина. Этот факт рассматривался как аргумент в пользу перераспределения изотопов кислорода в ходе синтектонической рекристаллизации пород, возможно при участии флюидов с отрицательными значениями δ¹⁸O (Гончаренко и др., 1992).

Необходимо отметить, что данные по изотопному составу кислорода в оливине и других термоустойчивых минералах, полученные методом объемного фторирования (особенно при ускорении процесса разложении минералов, напр. Устинов и др. (1980)) могли нести неопределенность, связанную с тем, что эти минералы не разлагаются полностью при нагреве внешними источниками. В результате, в современной литературе принято оперировать данными, полученными либо с помощью лазерного нагрева (в основном, это публикации после 1995 г.), либо методом SIMS.

Д.А. Орсоев (Orsoev et al., 2010) представил данные об изотопном составе 17 монофракций минералов (оливин, плагиоклаз, клино- и ортопироксен) в 8 образцах из так называемой “Критической зоны” Довырена. По стратиграфическому положению этот невыдержанный по минеральному составу и мощности участок разреза (в среднем около 200 м) характеризует переход от троктолитов к оливиновым габбро. Верхи Критической зоны представляют сложное переслаивание мезо- и лейкотроктолитов, лейкогаббро и ассоциирующих габбропегматитов, осложненное шлирами анортозитов с вкраплениями малосульфидной, но местами обильной ЭПГ-минерализаци (Орсоев, 2019). Измерения изотопного состава минералов впервые для Довырена проводились с использованием лазерного нагрева с применением Nd-YAG лазера. Калибровка данных была проведена по международным стандартам NBS-28 и NBS-30. В итоге, для оливина было получено 5 значений δ¹⁸O, которые варьировали от 4.80 до 5.8 (среднее значение 5.1 ± 0.4‰). С учетом данных для других породообразующих фаз, эти оценки отвечали интервалу δ¹⁸O 5.4–6.1‰ для изученных пород (в среднем 5.8 ± 0.3‰, исключая габбропегматит). Относительно низкие величины δ¹⁸O, а также отсутствие изотопного равновесия кислорода с другими фазами авторы связали с процессами воздействия на породы метеорных вод.

ОБРАЗЦЫ ДЛЯ ИССЛЕДОВАНИЙ И АНАЛИТИЧЕСКИЕ МЕТОДЫ

Выбор образцов для изотопных исследований направлен на решение двух задач – установлению вариаций δ¹⁸O в оливине вдоль протяженного простирания массива и вкрест – по максимально полному стратиграфическому разрезу. С учетом особенностей распределения наименее измененных пород, в СВ окончании массива было выбрано 5 образцов из разреза “Школьный”, представляющих интервал стратиграфических уровней около 800 м – более половины разреза в этой части интрузива (табл. 1). В центре Довырена (сводный разрез по профилям Большой и Центральный (Ariskin et al., 2018a) выбрано 12 образцов, характеризующих более 1000 м разреза вглубь интрузива от нижнего контакта (~1/3 мощности). В ЮВ окончании массива (разрез “Йоко”) выбрано 16 образцов, представляющих практически полную стратиграфическую последовательность. Половина изученных пород – ультрамафиты (плагиолерцолит, плагиодуниты и дуниты), в центре контаминированные за счет реакции карбонатов из ксенолитов вмещающих пород с ультраосновной магмой (Wenzel et al., 2002); другая половина – троктолиты (от мелано- до лейкотроктолитов) и оливиновые габбро (табл. 1). Аналитические потери при прокаливании для всей выборки составляют в среднем 0.6 ± 1.2 мас. % или с поправкой на избыток массы при полном окислении железа до Fe₂O₃ – 1.8 ± 1.3 мас. % (табл. 2)¹¹. Для 16 образцов с разреза Йоко п.п.п. составили соответственно 0.0 ± 0.5 мас. % и 1.1 ± 0.5 мас. %. Заметим, что ограничение п.п.п. в 2.5 мас. % принятое Гончаренко и др. (1992) при выборе “наиболее свежих” образцов эквивалентно ~4 мас. % с поправкой на полное окисление железа (табл. 2), что отвечает серпентинизированным породам.

Методы. Оливин для изучения изотопного состава кислорода был отобран из образцов, в которых был ранее изучен химический состав оливина и валовый состав пород в Центральной научной лаборатории Тасманийского университета (г. Хобарт, Австралия; Ariskin et al., 2018a). Монофракции оливина (–0.5+0.25 мм) были очищены вручную под бинокуляром (Zeiss Stemi 2000C) от сростков и примесей, промыты в ацетоне от пыли и высушены. Для изотопного анализа кислорода были использованы навески от 1 до 1.5 мг оливина.

Изотопный состав кислорода анализировался в лаборатории изотопной геохимии и геохронологии ИГЕМ РАН методом фторирования с применением лазерного нагрева (Sharp, 1990). В отличие от других методов, ранее использованных для анализа образцов минералов и пород Довыренского массива, этот метод свободен от погрешностей, связанных с неполным разложением образца (что особенно актуально для оливина) и погрешностями, связанными со стандартизацией измерений. Разложение образцов проводилось инфракрасным СО₂ лазером мощностью 30W (NewWave Research, MIR10-30), экстракция кислорода осуществлялась с помощью пентафторида брома. Масс-спектрометрические измерения выделенного из образцов О₂ проведены на приборе DELTAplus (Thermo, Германия) в режиме двойного напуска. Погрешность измерений величин δ¹⁸О составила не более, чем ±0.1‰ (1σ). Калибровка измерений в шкале V-SMOW проведена с применением двух международных стандартов (граната UWG-2 и кварца NBS-28, Spicuzza et al., 1998).

РЕЗУЛЬТАТЫ ИЗМЕРЕНИЙ И РАСЧЕТОВ

Результаты измерений изотопного состава кислорода в оливине представлены в табл. 2, где приведена дополнительная информация об особенностях изученных пород – нормативное содержание оливина, средний состав оливина в образцах и хромистость сосуществующего алюмохромита. Оливин из пород, не показывающих признаков контаминации, характеризуется узким диапазоном величин δ¹⁸O (5.8 ± 0.2‰), тогда как в контаминированных дунитах наблюдается некоторое обогащение тяжелым изотопом кислорода (6.2 ± 0.3‰). Это не самые высокие значения, которые ранее были получены для оливина довыренских пород. При изучении непосредственных контактов магнезиальных скарнов было установлено, что δ¹⁸O в оливине может достигать 12–14‰, а в форстерите из шпинель-форстеритовых скарнов 19‰ (Кривоплясов и др., 1982). В нашем случае, возрастание величины δ¹⁸О на ~0.4 ‰ позволяет говорить о тенденции обогащения оливина изотопом ¹⁸О в области локализации ксенолитов апокарбонатных скарнов, по направлению к зонам их контактов с вмещающими оливиновыми кумулатами. Эта тенденция коррелирует с минералогическими признаками контаминированности пород карбонатами (Ariskin et al., 2018a), включая повышение содержания CaO в оливине и систематическое снижение хромистости шпинелида (рис. 2). В центральной части Довырена подобные контаминационные эффекты “ощущаются” в широком интервале, начиная со стратиграфического уровня ~500 до 970 м (табл. 1).

Представляется важным, что наиболее однородный изотопный состав оливина δ¹⁸O = 5.8 ± ± 0.1‰ характерен для 16 наиболее свежих пород с г. Йоко. Этот состав можно принять за изотопный состав кислорода в оливине, равновесном с исходными довыренскими магмами. Для пяти пород Школьного разреза величина δ¹⁸O составила 6.0 ± 0.4‰. Высокое значение стандартного отклонения в этом случае обусловлено контрастными различиями трех образцов с δ¹⁸O = 5.6–5.9‰ (что близко составам с разреза “Йоко”) и двух образцов со значениями 6.4‰ (табл. 2). Судя по хромистости шпинелида, последние два образца, обогащенные изотопом ¹⁸O, претендуют на роль слабо контаминированных карбонатным материалом, однако это не согласуется с первично магматическими содержаниями CaO в оливине (рис. 2). По-видимому, в данном случае можно предполагать контаминацию терригенным материалом – сланцами или кварцитами из вмещающих пород Олокитского комплекса (Рыцк и др., 2002).

Данные об исходном δ¹⁸O в оливине можно использовать для оценок масштабов локальной контаминации примитивных магм и производных кумулатов карбонатным материалом при формировании довыренской камеры и/или в процессах внутрикамерной дифференциации. Для этого надо перейти от изотопного состава оливина к изотопному составу исходного расплава. Это возможно для каждой из пород при наличии данных о температурах закрытия кумулусных систем относительно обмена изотопами кислорода между оливином и интеркумулусным расплавом вблизи солидуса пород. Для решения этой задачи использованы результаты моделирования равновесной кристаллизации виртуальных расплавов, отвечающих валовому составу изученных образцов.

Моделирование равновесной кристаллизации пород. Петрологический смысл этих вычислений аналогичен методу геохимической термометрии, который базируется на трех постулатах (Ariskin, Barmina, 2004): (1) валовый химический состав образца породы отражает смесь кумулусных фаз и интеркумулусной жидкости, (2) температура исходной кумулусной смеси отвечает температуре расплава и (3) по мере затвердевания все фазы меняют состав в соответствии с законами термодинамических равновесий минерал–расплав. Таким образом, при наличии алгоритмов моделирования кристаллизации магм можно рассчитать траекторию эволюции состава расплава и равновесных фаз вплоть до полного затвердевания. Задача осложняется тем, что температура исходной смеси (магмы или кумулата) обычно неизвестна, поэтому приходится строить полную траекторию кристаллизации – от 100% плавления породы (включая отрезки виртуальных гетерогенных равновесий) до солидуса. В нашем случае задача проще – важно выйти на наиболее низкотемпературные условия, когда последние порции расплава равновесны со всем объемом твердой фазы.

Моделирование равновесной кристаллизации расплавов пород (табл. 1) проводилось с использованием программы КОМАГМАТ-5 (Ariskin et al., 2018b) в версии 5.2.2.1 (https://comagmat.web.ru/ apps-comagmat.html) для номинально сухих условий при давлении 1 атм. и летучести кислорода, отвечающей буферу QFM-1 (Арискин и др., 2017). Эти параметры близки условиям кристаллизации в камере, которые оценены независимыми методами (P ≤ 0.5–1 кбар, содержание воды в расплаве <0.5 мас. %, летучесть кислорода ≤ QFM) и уже были использованы в серии расчетов, моделирующих параметры наиболее примитивных довыренских магм (Ariskin et al., 2016). При этом использовались валовые составы пород из Приложения A в работе (Ariskin et al., 2018а); максимальная степень кристаллизации составляла 98 мас. %. Примеры расчетных траекторий кристаллизации показаны на рис. 3. Параметры модельных расплавов, расчетные температуры и составы оливина и плагиоклаза вблизи солидуса приведены в табл. 3.

Последовательность кристаллизации образца DV30-2 показана на рис. 3 для сравнения, поскольку этот пикродолерит с нижнего контакта представляет оливиновый ортокумулат с наиболее магнезиальным интеркумулусным расплавом, содержащим ~11 мас. % MgO и ~52 мас. % SiO₂ при температуре исходной магмы около 1290°C (Ariskin et al., 2016, 2018a). Таким образом, эволюцию интеркумулусного расплава при затвердевании кумулусных смесей с образованием пород характеризуют вычисления при более низких температурах – это справедливо для всех изученных образцов.

За исключением одного образца с верхов разреза Йоки (07DV229-1), расчеты продемонстрировали широкое поле виртуальной кристаллизации оливина (как результат его аккумуляции), но в остальном разделились на две группы, включая “неконтаминированные” и “контаминированные” породы. В первом случае второй кристаллизующейся фазой являлся плагиоклаз, затем появление клинопироксена ± Opx – точно так, как предсказывает кристаллизация примитивных ортокумулатов с нижнего контакта (рис. 3). Для контаминированных пород эта последовательность нарушена – вторым кристаллизовался клинопироксен (напр., обр. 07DV309-1 на рис. 3). Соответственно, близсолидусные остаточные расплавы эволюционировали в области сильно недосыщенных кремнеземом расплавов, содержащих менее 40-30 мас. % SiO₂ при температурах выше 1300–1400°C. Мы рассматриваем эти оценки как артефакт модели, хотя расширение поля стабильности Ca-пироксена в системах, контаминированных карбонатом, не удивительно (Gaeta et al., 2009; Mollo et al., 2010; Di Rosso et al., 2012). Это подтверждается появлением в породах магнезиального диопсида (вплоть до диопсидитов) и фассаита (Wenzel et al., 2002; Ariskin et al., 2018а). Учитывая неопределенность расчетов расплавно-минеральных равновесий в подобных системах при помощи модели КОМАГМАТ-5, эти результаты в дальнейшем не рассматривались. Исключение – обр. 07DV309-1, данные для которого также приведены в табл. 3.

В случае неконтаминированных пород программа КОМАГМАТ-5 предсказывает солидусные ассоциации Ol + Pl + Cpx ± Opx, в отдельных случаях с небольшим количеством сульфида и ильменита. Температуры окончания кристаллизации варьируют от 1131 до 1266°С (в среднем 1176 ± 34°С), табл. 3. Эти вариации отражают два фактора: (1) количество захороненного в интеркумулусе расплава и (2) степень его фракционирования при затвердевании массива. Соответственно, минимальные оценки температуры характерны для базальных кумулатов повышенной пористости и прикровельных горизонтов, где распространены наименее магнезиальные оливин и пироксены (см. образцы 14–16 в табл. 2). Максимальные оценки выше 1200°С типичны для оливиновых и троктолитовых адкумулатов с минимальным количеством интеркумулуса.

О реалистичности результатов моделирования можно судить по данным рис. 4, где сопоставляются близсолидусные (по результатам расчетов) и наблюдаемые составы оливина в породах, отнесенных к “неконтаминированнм”. Несмотря на явное смещение расчетных составов в область менее форстеритовых составов, средняя величина этих отклонений не велика: 0.96 ± 0.59 мол. % Fo; только для одного образца наиболее верхнего лейкотроктолита расхождение превышает 2 мол. % Fo (обр. 07DV229-1, Δ = –2.2%). Систематический характер этого сдвига можно объяснить небольшой переоценкой доли двухвалентного железа в расплаве Fe²⁺/ΣFe (при моделировании использовались довольно восстановительные условия буфера QFM-1, см. выше) или отсутствием полного равновесия между последними порциями расплавов и кристаллической массой кумулатов. В любом случае подобные отклонения не сильно влияют на состав модельных расплавов, вариации температуры которых в зависимости от редокс-условий обычно не превышают нескольких градусов (Ariskin, Barmina, 2004). Это позволяет предполагать, что параметры близсолидусных равновесий изученных пород предсказаны верно (табл. 3).

Изотопный состав кислорода в исходном расплаве рассчитывался на основе приближения (1):

где α – фактор изотопного фракционирования между расплавом и оливином, связанный с температурой закрытия изотопного обмена соотношением (2): где A – полуэмпирическая константа, а T – температура в градусах Кельвина. При расчетах использовалось значение А = –1.70, предложенное в работе (Zhao, Zheng, 2003) для вулканических пород, представляющих системы вкрапленник оливина – базальтовое стекло/лава. При этом, для неконтаминированных пород в качестве температуры окончания эффективного изотопного обмена принималась модельная температура в закрытой системе, отвечающая равновесию 2% остаточного расплава с 98% кристаллической массы (табл. 3). Для шести контаминированных дунитов в качестве температуры завершения изотопного обмена постулировалось среднее значение близсолидусных температур в закрытых системах – 1176°С. Эти допущения предполагают, что основной обмен изотопами кислорода завершается на стадии исчерпания “флюида-расплава”, а в случае контаминированных расплавов нет основания считать, что они эволюционировали в другом температурном поле относительно массы вмещающих дунитов. Заметим также, что 2/3 изученных образцов содержали более 70% оливина (табл. 2), что предполагает незначительный вклад постсолидусных реакций (в частности, оливин – плагиоклаз) в изотопный состав оливина, сформированного на заключительных стадиях магматического процесса.

Результаты расчета δ¹⁸O в расплавах для всех изученных образцов приведены в табл. 3. Согласно этим данным, среднее значение δ¹⁸O в интеркумулусных расплавах для неконтаминированных пород составляло 6.6 ± 0.2‰; для расплавов с признаками контаминации коровым материалом 7.1 ± 0.3‰. В соответствии с заданным интервалом близсолидусных температур (1131–1266°С) средняя величина равновесного изотопного сдвига кислорода между оливином и модельными расплавами составляет 0.81 ± 0.03‰.

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Сравнение с данными по другим расслоенным массивам. На рис. 5 проведено сопоставление результатов изучения изотопного состава оливина в Довырене и других расслоенных интрузивах и/или рудоносных комплексах. Согласно этим данным, наблюдается тенденция к возрастанию δ¹⁸O в оливине от интрузивных тел, для которых установлена ассоциация с толеитовыми базальтами (мантийный источник MORB-типа), к рудоносным интрузивам, связанным с резервуарами, несущими признаки вовлечения корового вещества в процессы магмогенерации и/или эволюции исходных магм (Wilson, 2012; Maier et al., 2016; Ariskin et al., 2018a; Tang et al., 2018). Полученные нами данные наиболее близки к изотопным характеристикам палеопротерозойского Бушвельдского комплекса, при этом средние величины δ¹⁸О оливина из неконтаминированных довыренских пород практически совпадают с максимальными значениями δ¹⁸O оливина из рудоносного комплекса Джинчуаня (Ripley et al., 2005). Последний имеет возраст 831.8 ± 0.6 млн лет и, подобно Довырену, формировался на стадии распада суперконтинента Родинии (Zhang et al., 2010).

В последние годы все больше аргументов указывают на то, что интрузивный магматизм, с которым связано формирование рудоносных комплексов Бушвельд и Джинчуань, имеет определенные аналогии (Eales, Costin, 2012; Tang et al., 2018). Они включают две стадии контаминации исходных магм – нижнекоровую и верхнекоровую, которая могла произойти на докамерной стадии или непосредственно в процессе формировании магматической камеры. Неопределенности касаются мантийного источника наиболее примитивных магм, который представлял астеносферную или метасоматизированную субконтинентальную литосферную мантию (SCLM). Первый сценарий обсуждается применительно к коматиитовым силлам из основания Бушвельдского комплекса (Wilson, 2012; Maier et al., 2016); второй подразумевается для ультрамафитов Джинчуаня. Комплекс изотопно-геохимических данных для Довырена позволяет также предполагать подобную двухстадийную схему вовлечения материалы коры в процессы формирования мантийного источника и внутрикамерной дифференциации.

Крайне низкие значения ε_Nd(t) в породах Довырена (в среднем –14.8, t = 728.4 млн лет) нельзя связать с ассимиляцией карбонатов из вмещающих толщ, которые по данным Amelin et al. (1996) характеризуются величиной ε_Nd около –7. Это не оставляет иных шансов, как признать существование более древнего мантийного протолита с коровым отношением Sm/Nd ~ 0.22 (Арискин и др., 2015). При этом высокая магнезиальность исходного оливина, реконструированного для пород базальной зоны (~Fo₈₈), указывает, что несущие коровую метку довыренские магмы имели пикритоидный состав при температурах около 1300°С (Ariskin et al., 2018a). Эти сигналы “мантийно-коровых” процессов коррелируют с повышенными (относительно MORB-систем) значениями δ¹⁸O в оливине из неконтаминированных пород (рис. 5).

С другой стороны, помимо существенных вариаций δ¹⁸O в оливине, установленных для сильно контаминированных пород, в пределах Довыренского интрузивного комплекса наблюдается неоднородность изотопных данных по Rb–Sr и Sm–Nd системам (Арискин и др., 2015), которую также нельзя объяснить предысторией источника или только процессами кристаллизационной дифференциации. Это особенно проявлено в толщах дунитов, включающих ксенолиты апокарбонатных скарнов (Wenzel et al., 2002). Несмотря на многолетние дискуссии, вопрос о масштабах контаминации мраморов/доломитов и влиянии этих процессов на дифференциацию в довыренской камере, в конечном счете – на формирование фазовой расслоенности массива, остается открытым.

Оценка степени контаминации карбонатным материалом. Процессы взаимодействия базальтовых магм с карбонатами обычно описывают при помощи реакций десилификации, включающих термическое разложение карбонатов с образованием твердых растворов Ca-пироксенов, напр. (Mollo et al., 2010):

где L₁ – исходный расплав, Di – диопсид (CaMgSi-₂O₆), CaTs – богатый чермакитовым компонентом пироксен, L₂ – новообразованный расплав, обедненный SiO₂ и несколько обогащенный CaO. В случае Довырена, исходные пикритоидные магмы содержали порядка 20–30% оливина (Ariskin et al., 2018a), поэтому подобные реакции должны также учитывать присутствие кумулусного оливина и изменения его состава в направлении повышения магнезиальности и увеличения содержания CaO (Wenzel et al., 2002; Di Stefano et al., 2018). Такая гетерогенность реагентов и продуктов взаимодействия затрудняет последовательное решение задачи баланса изотопов кислорода с целью оценки степени контаминированности кумулусных ассоциаций. В упрощенном виде этот материальный баланс можно свести к уравнению: где δ¹⁸O(L₁) и δ¹⁸O(L₂) – изотопный состав кислорода в исходном и контаминированном расплаве, δ¹⁸O(конт.) характеризует изотопный состав кислорода в карбонатном материале, f – доля контаминанта (т.е. суммарное количество оксидов – CaO + MgO + FeO – поступивших при разложении карбоната в новообразованные силикатные фазы). Если принять средние величины δ¹⁸O для контаминированных (7.1‰) и неконтаминированных (6.6‰) расплавов и величину δ¹⁸О = 23‰ в карбонатах (Кривоплясов и др., 1982), оценка вклада контаминанта составит ~3.2%. В случае гетерогенности кумулусной системы оценка доли контаминанта снижается: при содержании ~40% кристаллов Ol – на 0.3–0.4%, при содержании ~90% кристаллов Ol – на 0.7–1%.

Приведенный выше баланс допускает постоянство или незначимые различия изотопного состава кислорода в продуктах разложения карбонатов – см. реакцию (3). В действительности, теоретические оценки показывают, что при температурах около 1200°С изотопное фракционирование кислорода в системе СО₂–СаСО₃ может достигать ~2‰ (Chacko, Deines, 2008). Этот фактор повышает максимальную оценку доли контаминанта до ~5%, при содержании 90% кристаллов оливина – до ~4%. Таким образом, чтобы получить новый расплав или кумулусную систему с изотопными характеристиками, отвечающими равновесию с оливином из зоны контаминированных дунитов (табл. 2 и 3), требуется вклад в исходный расплав не более 3–5% вещества доломитов.

Если допустить максимально утяжеленный изотопный состав кислорода в контаминированном расплаве (допустим δ¹⁸O = 12), который равновесен с оливином из контактов апоркарбонатных скарнов (δ¹⁸O ≈ 11; Кривоплясов и др., 1982), потребуется около 30% контаминанта. Однако столь сильная контаминация носит локальный характер, что выражается в формировании ореолов контаминированных дунитов вокруг скарнированных реликтов мраморов и доломитов. Это подчеркивается и составом интеркумулуса из подобных ореолов, где появляются магнезиальный диопсид и фассаит (пироксен с высоким содержанием глинозема; Wenzel et al., 2002), а также изменениями в составе оливина (повышение CaO и mg#) и алюмошпинели (Кислов, 1998; Ariskin et al., 2018a). Естественным отражением реакций исходным магм с карбонатом является расширение поля стабильности клинопироксена, которое установлено при моделировании равновесной кристаллизации контаминированных пород по программе КОМАГМАТ-5 (рис. 3).

ВЫВОДЫ

1. Методом фторирования с применением лазерного нагрева изучен изотопный состав кислорода оливина из плагиолерцолитов, дунитов, троктолитов и оливиновых габброноритов Йоко-Довыренского расслоенного массива. Большинство значений δ¹⁸O в оливине из наиболее свежих и неконтаминированных пород (n = 27) попадает в интервал 5.8 ± 0.2‰. Для слабо и сильно контаминированных дунитов наблюдается значимое утяжеление изотопного состава кислорода – до 6.2 ± 0.3‰. Показано, что подобные составы наиболее близки к характеристикам рудоносных комплексов – Бушвельдского интрузива и Джинчуаня.

2. При помощи программы КОМАГМАТ-5 (Ariskin et al., 2018b) рассчитаны траектории кристаллизации пород-кумулатов, включая равновесные соотношения фаз при температурах, отвечающих 2% остаточного расплава. Эти близсолидусные температуры охватывают интервал 1131–1266°С (в среднем 1176 ± 34°С) и рассматриваются как температуры закрытия кумулусных систем относительно диффузионного обмена изотопами кислорода между оливином и расплавом при исчерпании интеркумулусного расплава как подвижного “флюида”.

3. Используя данные об изотопном составе кислорода в оливине и модельные температуры закрытия этого минерала, для каждой из пород рассчитаны значения δ¹⁸O в равновесных с оливином расплавах. Cреднее значение величины δ¹⁸O в интеркумулусных расплавах неконтаминированных пород составило 6.6 ± 0.2‰; для расплавов с признаками контаминации коровым материалом оно повышается до 7.1 ± 0.3‰.

4. Согласно оценкам по балансовой модели контаминации расплавов доломитами, для основного объема дунитов в центральной части массива вклад контаминанта не превышал 3–5 мас. %. Изотопные характеристики расплавов из ореолов вблизи контактов с ксенолитами апокарбонатных скарнов, указывают на возможность растворения до 30% карбонатов.

Авторы выражают признательность В.Б. Полякову (ИЭМ РАН) и О.А. Луканину (ГЕОХИ РАН) за ценные комментарии по содержанию рукописи.

Статья подготовлена при поддержке гранта Российского Научного Фонда № 16-17-10129. Изотопный анализ кислорода в оливине проведен в рамках Государственного задания ИГЕМ РАН по теме НИР № 0136-2019-0013. Подготовка препаратов оливина проводилась в рамках Госзадания ГЕОХИ им. В.И. Вернадского РАН.