Петрология, 2020, T. 28, № 2, стр. 210-224

ВВЕДЕНИЕ

Ксенолиты мантийных пород в области сочленения Центрально-Азиатского складчатого пояса и Сибирского кратона обнаружены в щелочных базальтах Токинского Становика в Джугджуро-Становом супертеррейне и Витимского плато в Баргузино-Витимском супертеррейне. Щелочные базальты, установленные в Токинском Становике, в обнажениях р. Накит, в месте слияния ее с р. Тока, относятся к зоне Станового шва (рис. 1), отделяющего Джугджуро-Становой супертеррейн Центрально-Азиатского пояса от Алданского блока Сибирского кратона (Kröner et al., 2017; и литература к ней). На юго-западе Джугджуро-Становой супертеррейн граничит с Селенгино-Становым супертеррейном, к юго-западу от которого выделяется Баргузино-Витимский супертеррейн (Rytsk et al., 2007, 2011). В состав последнего входят Витимское плато щелочных базальтов кайнозойского возраста и современный Байкальский рифт. На о-ве Ольхон образования Баргузино-Витимского супертеррейна граничат с метаморфическим комплексом кристаллического фундамента Сибирского кратона. Базальты Токинского Становика по данным K-Ar метода имеют возраст от 1.1 до 3.8 млн лет (Polyakov, Bagdasaryan, 1986). Более узкий интервал возрастных значений для базальтов (0.59–0.28 млн лет) получен с помощью лазерного Ar-Ar метода датирования (Rasskazov et al., 2000).

Рис 1.

Cхема геологического строения зоны сочленения Сибирского кратона и Центрально-Азиатского складчатого пояса по материалам (Kröner et al., 2017; Rytsk et al., 2007; Rytsk et al., 2011). 1 – Сибирский кратон: отложения чехла, 2 – кристаллический фундамент; 3–9 – Центрально-Азиатский складчатый пояс: 3 – гранитоиды (Pr-Mz); супертеррейны: 4 – Монголо-Охотский, 5 – Джугджуро-Становой, 6 – Селенгино-Становой, 7 – Баргузино-Витимский, 8 – Южно-Монгольско-Хинганский, 9 – мантийные ксенолиты в кайнозойских базальтах: ТСт – Токинский Становик, Вт – Витимское вулканическое поле; 10 – тектонические швы.

Цель работы состоит в исследовании геохимии редких элементов (особенно высокозарядных) и Nd-Sr-Os систематики в перидотитах (преобладающие породы) литосферной мантии в зоне сочленения Центрально-Азиатского складчатого пояса и Сибирского кратона для решения вопроса однородности/неоднородности химического состава и эволюции мантии, подстилающей указанные структуры земной коры. Объектами исследования являются ксенолиты перидотитов из базальтов и кимберлитов. Кроме авторских данных по ксенолитам мантийных перидотитов из базальтов Токинского Становика и Витимского плато, в работе используются данные по ксенолитам из базальтов р. Накит, исследованных ранее Д. Ионовым и его коллегами (Ionov et al., 2005, 2006a, 2006b), а также данные по ксенолитам из базальтов Витимского плато (Goncharov, Ionov, 2012) и из кимберлитов трубки Удачная (Goncharov et al., 2012).

Особое внимание в настоящей работе уделяется высокозарядным элементам Nb, Ta, Zr, Hf, их отношениям Nb/Ta и Zr/Hf, а также отношениям Nb/Y и Zr/Y. Как известно, Nb и Ta аномалии в магматических комплексах используются в качестве критериев для заключения о надсубдукционном петрогенезисе этих комплексов. Отношения Ta/Nb, Nb/Y и Zr/Y в магматических породах мантийного происхождения рассматриваются как индикаторные геодинамические метки. В работе (Condie, 2005) предложены две дискриминантные диаграммы, Nb/Y–Zr/Y и Zr/Nb–Nb/Th для определения источников и механизмов образования (плюмовых и неплюмовых) базит-ультрабазитовых вулканитов. Они нашли широкое применение при решении вопроса о роли субдукции и плюмов в образовании архейских зеленокаменных комплексов.

Исследование высокозарядных элементов и их отношений в магматических породах косвенно указывает на неоднородность состава литосферной мантии, по крайней мере, в отношении этих элементов. Очевидно, что это ограниченная информация. Полная картина о составе мантии, ее однородности или неоднородности не может быть создана только при анализе продуктов плавления мантии, каковыми являются коматииты, базальты, кимберлиты и другие мантийные магматические производные. Она требует учета данных по ксенолитам мантийных пород – реститам плавления мантийного вещества. В настоящее время данные по высокозарядным элементам в ксенолитах мантийных перидотитов весьма ограничены вследствие низкой концентрации их в породах, особенно тантала и ниобия. В представленной работе мы используем высокозрядные элементы для получения ответа на вопрос: “В какой мере различается химический состав литосферной мантии, подстилающей Сибирский кратон и сопредельные с ним структуры Центрально-Азиатского пояса?”

МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЯ

Вес изученных авторами настоящей работы ксенолитов, очищенных с помощью алмазной иглы от корок и примазок кимберлита и базальта, составлял не менее 250–300 г. После дробления и растирания пробы тщательно перемешивались и затем путем квартования разделялись на 4–5 частей, предназначенных для определения содержания главных и редких (включая редкоземельные) элементов и изотопного состава элементов в Sm-Nd, Rb-Sr и Re-Os системах.

Химический состав валовых проб ксенолитов определен методами XRF (главные элементы) и ICP-MS (REE, Li, Be, Sc, Cu, Zn, Ga, Y, Nb, Cs, Hf, Ta, Th, U), для чего использовались центральные части ксенолитов, очищенные от корок базальта и промытые в дистиллированной воде. Анализ выполнен в Центральной аналитической лаборатории ВСЕГЕИ (Санкт-Петербург). Ошибка определения содержания элементов Th, U, Lu, Yb, Er и Dy методом ICP-MS оценивается в 10–15%, для остальных REE, Ti, Zr, Sr, Y – не более 5%.

Химический состав минералов определялся в эпоксидных шайбах и плоско-полированных пластинках в ИГГД РАН (Санкт-Петербург) на электронном сканирующем микроскопе JSM 6510 LA с энергодисперсионной системой химического анализа JET-2200. Условия съемки: ускоряющее напряжение на катоде 20 кэВ, сила тока ~5 нА, фокусное расстояние 10 мм, диаметр пучка электронов 3–5 мкм. Время накопления спектра 50 с. В качестве эталонов использовалась коллекция природных минералов. Для коррекции матричного эффекта применялся алгоритм ZAF. Состав определялся в точках и сканированием по площади в плоско-полированных шлифах. Суммы определяемых оксидов в анализах минералов приведены к 100%.

Отношение Fe³⁺/ΣFe в минералах, необходимое для расчета фугитивности кислорода в системе, определено методом мессбауэровской спектроскопии в ИГГД РАН при комнатной температуре на установке с электродинамическим вибратором при постоянном ускорении в интервале скоростей от –7 до +7 мм/с. В качестве задающего генератора формы сигнала и стабилизатора движения использовался спектрометр “СМ-1201”. Источником γ‑излучения служил ⁵⁷Co в матрице Cr, активность 30–50 мКи. Спектрометр калибровался по металлическому железу. Аппроксимация спектров проводилась совокупностью линий формы Лоренца в программе MOSSFIT^© Ver. 3.7. Качество разложения спектров оценивалось величиной χ². Относительное количество Fe²⁺ и Fe³⁺ и их распределение по подрешеткам в структуре минералов оценивалось по соотношению интегральных интенсивностей соответствующих дублетов. Соотнесение дублетов в спектрах минералов проводилось в соответствии с данными (Никитина, Гончаров, 2009). Вероятность эффекта Мессбауэра принималась одинаковой для Fe²⁺ и Fe³⁺ в неэквивалентных позициях. Погрешность определения Fe³⁺/ΣFe составляет ±0.005–0.01.

Определение изотопного состава Sm, Nd, Rb и Sr в валовых пробах и минералах ксенолитов произведено в ИГГД РАН на мультиколлекторном масс-спектрометре Triton (ThermoFisher) в статическом режиме регистрации ионных токов. Коррекция приборного фракционирования изотопов Nd осуществлялась нормализацией измеренных отношений по величине природного отношения ¹⁴⁶Nd/¹⁴⁴Nd = 0.7219. Погрешность определения содержаний Sm и Nd равна 0.5%. Уровень холостого опыта составил 10 пг для Sm и 20 пг для Nd. Результаты многократного анализа международного стандартного образца BCR-1 следующие: содержание Sm и Nd равно 6.45 и 28.4 мкг/г соответственно, ¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd = 0.1383 ± 3, ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd = = 0.512654 ± 8 (среднее по 10 анализам). Коррекция фракционирования изотопов Sr в процессе измерения производилась нормализацией измеренных отношений по величине природного отношения ⁸⁸Sr/⁸⁶Sr = 8.37521. Погрешность определения содержания Rb и Sr оценивалась в 0.5% (2σ). Уровень холостого опыта не превышал 30 пг для Rb и Sr. Анализ международного стандартного образца BCR-1 в среднем по восьми анализам показал следующее: Rb = 45.9 мкг/г, Sr = 329 мкг/г, ⁸⁷Rb/⁸⁶Sr = 0.4027 ± 19, ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr = 0.705013 ± 16.

Определение изотопного состава Re и Os в валовых пробах перидотитов выполнено в лаборатории Центра изотопных исследований ВСЕГЕИ. Содержание рения и осмия в породах определялось методом изотопного разбавления. К навескам образцов в виде тонко растертой пудры массой около 2 г добавлялось по 300 мг смешанного изотопного трассера ¹⁸⁵Re-¹⁹⁰Os. После добавления 3 мл 11N HCl полученные смеси замораживали при температуре –20°C и выдерживали в течение 30 мин, затем к ним добавляли 7 мл 14N HNO₃. Дальнейшее разложение и гомогенизация проб происходила в 90-миллиметровых кварцевых колбах в течение 12 ч при постоянной температуре 300°C и давлении 120 бар в печи HPA-S. Сепарация Os проводилась с помощью жидкостной экстракции бромом и микродистилляции, а Re выделялся методом жидкостной экстракции с изоамиловым спиртом, 2N HNO₃ и водой (Birck et al., 1997). Измерение изотопного состава и определение концентрации Re производилось на одноколлекторном масс-спектрометре с индукционно связанной плазмой (ИСП-МС) ELEMENT-2 (Thermo), изотопный состав Os измерялся на твердофазном мультиколлекторном масс-спектрометре высокого разрешения Triton (Thermo) в статическом режиме регистрации токов отрицательно заряженных ионов на коллекторах Фарадея. Для коррекции измеренных изотопных отношений (влияние приборного масс-фракционирования) использовалась величина природного отношения ¹⁹²Os/¹⁸⁸Os = 3.092016. Детали методики описаны в работе (Крымский и др., 2011). Химический бланк аналитической процедуры, холостой опыт, для Re соответствовал 70 пг, а для Os – 1 пг и учитывался при расчете истинных изотопных отношений. Полученные в период проведения исследований мантийных перидотитов результаты анализа стандарта серпентинита UB-N: [Re]: 0.2218 ± 0.0064 мг/т, [Os]: 3.65 ± 0.12 мг/т, ¹⁸⁷Re/¹⁸⁸Os: 0.292 ± 0.014, ¹⁸⁷Os/¹⁸⁸Os: 0.127176 ± ± 0.000091 (n = 4) хорошо согласуются с литературными данными (Meisel et al., 2003).

Модальный минералогидческий состав перидотитов рассчитан методом наименьших квадратов, исходя из химического состава валовых проб ксенолитов и их породообразующих минералов (Goncharov et al., 2012). Степень их частичного плавления относительно примитивной мантии (F, %) получена по уравнению F (±5) = –276.0 + + 355.4(Mg/Si) – 93.4(Mg/Si)², где Mg/Si – соотношение атомов Mg и Si в валовой пробе (Nikitina et al., 2017). Для гранатовых и гранат-шпинелевых перидотитов температура (T, °C) и давление (P, ГПа) получены с помощью модифицированной версии гранат-ортопироксенового термобарометра для системы CaO–MgO–FeO–Al₂O₃–Cr₂O₃–SiO₂ (Никитина и др., 2010; Goncharov et al., 2015). Для шпинелевых перидотитов температура рассчитана с помощью оливин-клинопироксенового геотермометра (Kohler, Brey, 1990) при допущении, что давление соответствует модельной геотерме с мощностью теплового потока в 55 мВт/м² (Hasterok, Chapman, 2011). Выбор данной модельной геотермы определяется тем, что Р-Т условия, полученные с помощью гранат-ортопироксенового геотермобарометра для ксенолитов гранатовых и шпинель-гранатовых перидотитов, также обнаруженных в базальтах Витимского плато, соответствуют этой геотерме. Фугитивность кислорода ∆fO₂ (относительно буфера фаялит-магнетит-кварц, FMQ) определена с использованием Ol-Opx-Spl оксибарометра (Wood, 1990).

РЕЗУЛЬТАТЫ ИССЛЕДОВАНИЯ

Химический и минералогический состав ксенолитов

Ксенолиты перидотитов из базальтов Токинского Становика представлены шпинелевыми лерцолитами, гарцбургитами и реже верлитами, характеризующимися ассоциацией: оливин (Ol) + ортопироксен (Opx) + клинопироксен (Cpx) + шпинель (Spl). В качестве акцессорного минерала присутствует керсутит. Среди перидотитовых ксенолитов из базальтов Витимского плато нередкими являются гранат-шпинелевые и гранатовые лерцолиты. В кимберлитах трубки Удачная преобладают ксенолиты гранатсодержащих лерцолитов (Goncharov et al., 2012). Кроме того, в них широко представлены эклогиты, имеющие архейский возраст, 2.7–3.1 млрд лет (Pearson et al., 1994), но они не обнаружены в мантии Джугджуро-Станового и Баргузино-Витимского супертеррейнов. Основным объектом проведенного нами исследования являлись перидотиты как преобладающие породы в литосферной мантии всех трех структур.

Модальный состав перидотитов из базальтов Токинского Становика и Витимского плато, изученных в настоящей работе, степень плавления пород относительно примитивной мантии и термобарометрические данные представлены в табл. 1. Ранее не опубликованные данные по химическому составу валовых проб и породообразующих минералов перидотитов из этих базальтов приведены в ESM_1-1, 1-2, 1-3, 1-4.pdf (Suppl. 1)²² Данные по химическому составу валовых проб и минералов перидотитов трубки Удачная заимствованы из работы (Goncharov et al., 2012).

Таблица 1.  

Модальный состав, степень плавления и условия кристаллизации перидотитовых ксенолитов в щелочных базальтах Токинского Становика и Витимского плато

Номер образца	Модальный состав, %					F, %	Мg#Ol	Cr#Spl	T, °C	Р, кбар	∆fO2
	Ol	Opx	Cpx	Grt	Spl
Токинский Становик (настоящая работа)
100-09	78.6	17.6	3.1		0.7	39.7	0.904	0.698	1070	2.5	–0.89
102-09	53.7	7.2	37.1		2.0	0.2	0.904	0.101	1000	2.2	–1.02
103-09	73.0	18.7	6.1		2.2	23.5	0.870	0.441	1100	2.6	–0.69
104-09	70.4	26.6	2.2		0.8	30.4	0.904	0.374	1080	2.4	–1.03
121-09	89.2	7.0	3.4		0.4	48.7	0.896	0.670	1060	2.4	–0.23
124-09	67.4	24.5	6.8		1.3	26.2	0.904	0.438	1060	2.4	–1.02
203-09						28.4	0.895	0.549
803-09	72.9	22.3	3.9		0.9	33.3	0.907	0.456	1070	2.4	–0.52
Витимское плато (настоящая работа; Goncharov, Ionov, 2012)
Vt37	59.1	26.1	13.3	1.1	0.4	9.8	0.904	0.141	1350	4.1
Vt6	61.9	17.5	11.5	9	0.1	13.5	0.886	0.237	1460	4.4
Vt8	56.4	15.7	14.1	13.3	0.5	4.5	0.892	0.240	1390	4.4
Vt10	64	15.1	11.3	9.5		17.6			1320	4.2
Vt16									1330	4.0
Vt17									1280	3.7
Vt19									1310	4.1
Vt26	51.3	32.1	9.2	7.4		5.0			1370	4.4
Vt39	65.7	20.1	8.6	5.6		19.6			1470	4.0
Vt5	60.3	15.7	13.9	10.1		8.8	0.908	0.249	1370	4.2
Vt4	66.5	10.0	14.7	8.4	0.5	12.7			1040
Vt41	65.9	16.0	8.2	9.5	0.3	20.9			1100
Vt11	65.4	17.7	14.5		2.4	14.0	0.897	0.251	880	1.7	0.6
Vt12	74.1	13.9	9.8		2.1	26.0	0.903	0.157	850	1.6	–0.1
Vt13	71.3	24.7	7.9		1.0	36.0	0.900	0.316	970	2.2	0.6

Примечание. Ol – оливин, Opx – ортопироксен, Cpx – клинопироксен, Grt – гранат, Spl – шпинель. F, % – степень парциального плавления перидотитов; Мg#_Ol = Mg/(Mg + Fe) в оливинах; Cr#_Spl = Cr/(Cr + Al) в шпинелях; ∆fO₂ – фугитивность кислорода относительно буфера FMQ.

Судя по данным, приведенным в табл. 1, температура и давление равновесия минеральных ассоциаций в ксенолитах перидотитов из базальтов Токинского Становика и Витимского плато соответствуют области стабильности графита, фугитивность кислорода, рассчитанная только для шпинелевых перидотитов, близка к таковой для буферной системы фаялит-магнетит-кварц: $\Delta {\text{ }}f{\text{O}}_{{\text{2}}}^{{{\text{FMQ}}}}$ колеблется в пределах от –1.0 до +0.6. Условия кристаллизации гранат-ортопироксеновой ассоциации в ксенолитах гранатсодержащих перидотитов из кимберлитов трубки Удачная характеризуются более высокими значениями температуры и давления, соответствующими области стабильности алмаза, а фугитивность кислорода значительно ниже: $\Delta {\text{ }}f{\text{O}}_{{\text{2}}}^{{{\text{FMQ}}}}$ имеет отрицательные значения до –5 (Goncharov et al., 2012).

По соотношениям Al/Si и Mg/Si, Al₂O₃ и CaO в валовых пробах перидотитов из базальтов Токинского Становика и Витимского плато и из кимберлитов трубки Удачная (рис. 2), отражающим степень истощения пород оксидами Al₂O₃ и CaO и обогащения MgO, по сравнению с примитивной мантией, в результате частичного плавления перидотиты Токинского Становика близки к таковым из кимберлитов центральной части Сибирского кратона (F до 45–50%), но отличаются от перидотитов Витимского плато, в которых степень частичного плавления преимущественно менее 25% (рис. 3). Плавление перидотитов сопровождается обогащением минералов, особенно шпинелей и клинопироксенов хромом: Cr#_Spl$ \gg $ Cr#_Cpx > Cr#_Opx.

Рис. 2.

Соотношение Al/Si–Mg/Si (а) и Al₂O₃–CaO (б) в ксенолитах перидотитов из щелочных базальтов Токинского Становика (1, 2 – настоящая работа и по (Ionov et al., 2005) соответственно), Витимского плато (3 – настоящая работа) и из кимберлитов трубки Удачная (4 – по (Goncharov et al., 2012)).

Рис. 3.

Степень плавления перидотитовых ксенолитов из кайнозойских щелочных базальтов Токинского Становика (1) и Витимского плато (2) и из кимберлитов трубки Удачная (3).

Отличие мантийных перидотитов Токинского Становика от перидотитов Сибирского кратона проявляется в содержании редких и редкоземельных элементов (рис. 4). Распределение элементов в перидотитовых ксенолитах из трубки Удачная на диаграммах Ba–Lu и La–Lu асимметричное, демонстрирующее обогащение элементами от Ba до Sr и обеднение в большинстве образцов редкоземельными элементами от Sm до Lu. Асимметрия характерна и для кривых распределения редких элементов в мантийных перидотитах Витимского плато, однако обеднение средними и тяжелыми редкоземельными элементами в них незначительное. Положительная аномалия для Nb и отрицательная для Ti свойственна ксенолитам мантийных перидотитов всех рассматриваемых регионов.

Рис. 4.

Нормализованные к примитивной мантии диаграммы распределения редких (а) и редкоземельных элементов (б) в ксенолитах перидотитов из базальтов Токинского Становика (1), Витимского плато (2) и из кимберлитов трубки Удачная (3); использованы: для Токинского Становика данные настоящей работы и по (Ionov et al., 2006a), для Витимского плато – данные настоящей работы, для трубки Удачная – по (Goncharov et al., 2012).

Практически во всех ксенолитах Sm/Nd отношение ниже, чем в примитивной мантии, в которой по разным оценкам оно равно либо 0.325 (Palme et al., 2003), либо 0.350 (Костицын, 2004; Пушкарев и др., 2005). Погрешность расчета отношения Sm/Nd в валовых пробах ксенолитов при определении концентраций Nd и Sm методом ICP-MS с точностью не хуже 10 и 15% соответственно составляет не более ±0.02.

Всем перидотитам свойственны преимущественно суперхондритовые значения отношений Nb/Ta и Zr/Hf (рис. 5а). Различие между мантийными перидотитами рассматриваемых регионов выражено слабо, и оно определяется величиной Zr/Hf отношения. Напротив, сильное различие наблюдается на диаграмме Nb/Y–Zr/Y (рис. 5б). В ксенолитах из кимберлитов трубки Удачная величина Nb/Y отношения, хотя и колеблется от 0.5 до 16, но значения <1.0 являются редкостью. Ксенолиты из базальтов Токинского Становика и Витимского плато характеризуются более низкими значениями Nb/Y, преимущественно меньше 1.0.

Рис. 5.

Соотношение Nb/Ta–Zr/Hf (а) и Nb/Y–Zr/Y (б) в перидотитовых ксенолитах из щелочных базальтов Токинского Становика (1 – по (Ionov et al., 2006b); 2 – настоящая работа) и Витимского плато (3 – настоящая работа) и из кимберлитов трубки Удачная (4 – (Goncharov et al., 2012)). На диаграмме показано также соотношение Nb/Y–Zr/Y в континентальной коре UC, в верхней (shallow) деплетированной мантии DM, глубинной деплетированной мантии DEP, обогащенных мантийных источниках EMI и EMII, в обогащенном EN и рециклированном REC компонентах по (Condie, 2005), в примитивной мантии (PM) по (Palme et al., 2003).

Nd-Sr-Os систематика перидотитов

Nd-Sr систематика. Данные изотопного состава Sm-Nd и Rb-Sr систем в валовых пробах мантийных перидотитов из базальтов Токинского Становика и результаты, полученные нами для Витимского плато представлены в табл. 2 и на рис. 6. В изученных ранее перидотитовых ксенолитах из базальтов того же района Токинского Становика (Douset et al., 2015; Ionov et al., 2006b) был исследован изотопный состав неодима только в ортопироксенах и клинопироксенах. Последние характеризуются высокими величинами ε_Nd (от +94 до +123), которые не согласуются с низкими (менее 1.0) значениями нормализованного к примитивной мантии отношения Sm/Nd и не дают значимых оценок возраста (Douset et al., 2015).

Таблица 2.  

Результаты Sm-Nd и Rb-Sr анализа валовых проб мантийных перидотитов из базальтов Токинского Становика и Витимского плато

Номер образца	Sm, г/т	Nd, г/т	147Sm/144Nd	143Nd/144Nd	±2σ	ɛNd	Rb, г/т	Sr, г/т	87Rb/86Sr	87Sr/86Sr	±2σ
Токинский Становик (настоящая работа)
100/09	0.294	1.237	0.1435	0.512797	16	3.1	0.331	34.53	0.0390	0.704369	10
103/09	0.429	1.856	0.1399	0.512786	10	2.9	1.503	30.85	0.1407	0.703803	10
104/09	0.216	0.959	0.1363	0.512579	12	–1.2	0.210	13.02	0.0466	0.704507	28
106/09	0.306	2.104	0.0880	0.512810	12	3.4	0.136	18.85	0.0208	0.704201	12
121/09	0.522	2.103	0.1501	0.512817	7	3.5	1.242	27.81	0.1291	0.703819	23
124/09	0.785	3.641	0.1304	0.512779	5	2.8	0.297	59.51	0.0144	0.703908	11
203/09	1.445	5.187	0.1684	0.512773	7	2.6	1.072	74.38	0.0416	0.704193	8
803/09	0.483	1.911	0.1529	0.512803	4	3.2	0.562	28.04	0.0580	0.703996	21
Витимское плато (настоящая работа)
Vt52	0.457	1.558	0.1772	0.513012	12	7.3	0.495	30.19	0.0474	0.704105	9
Vt102	0.481	1.846	0.1575	0.513046	12	8.0	0.390	27.37	0.0412	0.703938	8
Vt107	0.228	0.753	0.1829	0.513331	12	13.5	0.236	10.41	0.0656	0.704105	8
Vt8	0.505	1.661	0.1839	0.513118	12	9.4	0.974	30.38	0.0926	0.703311	5
Vt9	0.308	1.078	0.1730	0.513108	8	9.2	0.582	16.26	0.1035	0.70396	4
Vtl0	0.761	3.281	0.1402	0.513003	15	7.1
Vt12	0.229	0.813	0.1704	0.513074	10	8.5
Vt13	0.126	0.639	0.1191	0.512880	18	4.7
Vt15	0.237	1.26	0.1138	0.512867	12	4.5	0.143	15.00	0.0275	0.704118	15
Vt20	0.465	1.872	0.1502	0.513019	9	7.4	0.715	40.98	0.0504	0.704758	8

Рис. 6.

¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd–¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd диаграмма для валовых проб перидотитовых ксенолитов из щелочных базальтов Токинского Становика (1) и Витимского плато (2) по данным настоящей работы.

Узкий интервал значений ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd при ограниченном количестве образцов для перидотитов Токинского Становика не позволяет рассчитать их возраст по валовым пробам с приемлемой погрешностью. Для перидотитовых ксенолитов из базальтов Витимского плато по валовым пробам пяти образцов (Vt9, Vt13, Vt15, Vt20) получена изохрона, соответствующая возрасту в 636 ± 46 млн лет и ɛ_Nd = = 11.2. Двухточечная Rb-Sr изохрона, рассчитанная для образцов 124-09 и 100-09, соответствует возрасту 1307 ± 270 млн лет (IR = 0.70364 ± 12) при использовании равноточных измерений для обоих образцов (0.01%) и 1307±83 млн лет (IR = = 0.703688 ± 35) при учете измеренных погрешностей анализа.

При исследовании U-Pb (SHRIMP-II) методом цирконов из Витимских мантийных перидотитов (Салтыкова и др., 2008) для ядер двухфазных зерен были получены конкордантные протерозойские значения возраста (от 1462 ± 19 до 1506 ± 4 млн лет). Верхнее пересечение конкордии с дискордией на диаграмме ²⁰⁶Pb/²³⁸U vs. ²⁰⁷Pb/²³⁵U отвечает возрасту 1891 ± 26 млн лет. Это значение соответствует модельному Re-Os возрасту (Pearson et al., 2004), который рассматривается как возраст деплетирования перидотитов рением в результате частичного плавления примитивной мантии и время становления зрелой континентальной коры в данном районе.

Значения ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd и ԑ_Nd в перидотитовых ксенолитах из базальтов Токинского Становика и Витимского плато превышают таковые для BSE, а значения ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr отношения меньше величины 0.7045, принимаемой для BSE. Их положение на диаграмме основных мантийных резервуаров (Hofmann, 1997; Tackley, 2000) соответствует полям океанических базальтов (рис. 7). В ксенолитах Токинского Становика значения ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd и ε_Nd колеблются в пределах 0.51275–0.51283 и (+2.6)–(+3.5), а Витимского плато – 0.51301–0.51333 и (+8)–(+14) соответственно. По этим характеристикам состав мантии под Токинским Становиком близок к составу источника, промежуточного между источниками типа HIMU и PM, а под Витимским плато – к источнику типа PREMA.

Рис. 7.

Изотопный состав Nd и Sr в мантийных перидотитах Токинского Становика и Витимского плато (настоящая работа) относительно BSE и главных мантийных резервуаров DM, PREMA, HIMU, EMI и EMII.

Re-Os систематика. Результаты Re-Os анализа ксенолитов мантийных перидотитов Токинского Становика и Витимского плато, исследованных в ИГГД РАН, приведены в табл. 3. На рис. 8 показана вся совокупность данных для этого региона, включая и опубликованные в работе (Ionov et al., 2006b), а также данные для перидотитов из базальтов Витимского плато (Pearson et al., 2004; наши данные) и из кимберлитов трубки Удачная (Pearson et al., 1995).

Таблица 3.  

Результаты Re-Os анализа мантийных перидотитов Токинского Становика и Витимского плато

Номер образца	Re, мг/т	Os, мг/т	187Re/188Os	±2σ, абс	187Os/188Os	±2σ, абс
Токинский Становик (настоящая работа)
100/09	0.281	1.581	0.8535	0.0253	0.12549	0.00043
102/09	0.010	0.068	0.7895	0.0288	0.15501	0.00089
103/09	0.056	1.444	0.1890	0.0059	0.12188	0.00064
104/09	0.079	0.976	0.3890	0.0135	0.12982	0.00017
106/09	0.127	1.395	0.4401	0.0158	0.12833	0.00037
121/09	0.065	1.865	0.1689	0.0096	0.12582	0.00045
124/09	0.195	1.69	0.5529	0.0056	0.12636	0.00027
203/09	0.044	0.681	0.3083	0.0055	0.13224	0.00021
803/09	0.066	4.324	0.0744	0.0027	0.11944	0.00019
Витимское плато (настоящая работа)
Vt37	0.160	0.858	0.89956	0.0243	0.13273	0.00061
Vt102	0.016	1.160	0.06928	0.0037	0.12724	0.00066
Vt105	0.047	1.081	0.21287	0.0064	0.13017	0.00058

Примечание. Результаты анализа международного стандарта серпентинит UB-N: Re – 0.213 мг/т, Os – 3.15 нг/г, ¹⁸⁷Re/¹⁸⁸Os – 0.3244 (0.6%), ¹⁸⁷Os/¹⁸⁸Os – 0.12810 ± 0.00012 (0.1%).

Рис. 8.

Диаграмма ¹⁸⁷Os/¹⁸⁸Os—¹⁸⁷Re/¹⁸⁸Os для валовых проб перидотитовых ксенолитов из щелочных базальтов Токинского Становика (1, 2 – настоящая работа и по (Ionov et al., 2006b) соответственно), Витимского плато (3 – по (Pearson et al., 2004) и настоящая работа), из кимберлитов трубки Удачная (4 – по (Pearson et al., 1995)).

Референсная изохрона, построенная по всем девяти анализам ксенолитов Токинского Становика (1438 ± 1400 млн лет), очевидно, не может служить для определения возраста, так как разброс точек относительно тренда слишком велик и свидетельствует о нарушенности Re-Os изотопной системы. Результаты определения изотопных отношений Re и Os в образцах, изученных Д. Ионовым и коллегами (Ionov et al., 2006b), также не позволяют достоверно определить возраст деплетирования перидотитов рением (T_RD) вследствие значительного разброса точек на диаграмме ¹⁸⁷Re/¹⁸⁸Os–¹⁸⁷Os/¹⁸⁸Os. Причиной такого разброса, по мнению авторов, являются процессы метасоматоза в мантии, возможно, происходившие в конце мезозоя–раннем кайнозое и связанные с субдукцией под Сибирский кратон его Тихоокеанской окраины. Однако авторы считают возможным оценить время экстракции расплава для перидотитовых ксенолитов из мантии Токинского Становика как 2.0–2.8 млрд лет назад.

Для перидотитовых ксенолитов из кимберлитов трубки Удачная Сибирского кратона возраст деплетирования Re (T_RD) составляет 3.2 млрд лет (Pearson et al., 1995). Для сульфидных включений в двух кристаллах алмазов из той же трубки Re-Os модельный возраст находится в пределах от 3.5 до 3.1 млрд лет (Pearson et al., 1999) и для сульфидных включений в оливинах из кимберлитов трубки Далдын – от 2.5 до 3.5 млрд лет (Griffin et al., 2002). Все определения свидетельствуют об архейском возрасте перидотитов в мантии Сибирского кратона.

Значения ¹⁸⁷Re/¹⁸⁸Os и ¹⁸⁷Os/¹⁸⁸Os отношений в перидотитовых ксенолитах из базальтов Токинского Становика находятся в пределах 0.001–0.854 и 0.1194–0.1322 соответственно, из базальтов Витимского плато их пределы составляют 0.055–0.699 и 0.115–0.133, а из кимберлитов трубки Удачная – 0.021–1.670 и 0.1081–0.1296. Практически во всех ксенолитах отношение ¹⁸⁷Os/¹⁸⁸Os меньше 0.1296, то есть меньше, чем в примитивной верхней мантии (Meisel et al., 2001). В ксенолитах из кимберлитов установлены наиболее низкие значения (менее 0.115 и до 0.1081), тогда как в перидотитовых ксенолитах из базальтов обоих регионов они выше 0.115 (рис. 9). Интервалы значений рассматриваемого отношения в перидотитах из базальтов Токинского Становика и Витимского плато практически совпадают, однако в последнем встречаются редкие ксенолиты с отношением ¹⁸⁷Os/¹⁸⁸Os, превышающем величину 0.1296.

Рис. 9.

Гистограмма значений ¹⁸⁷Os/¹⁸⁸Os в валовых пробах перидотитовых ксенолитов из кимберлитов трубки Удачная (1 – по (Pearson et al.,1995)) и из щелочных базальтов Токинского Становика (2 – настоящая работа и по (Ionov et al., 2006b)), Витимского плато (3 – настоящая работа и по (Pearson et al., 2004)); PUM – примитивная верхняя мантия (Meisel et al., 2001).

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Результаты комплексного изучения химического состава и Nd-Sr-Os систематики перидотитовых ксенолитов из базальтов Токинского Становика с привлечением опубликованных литературных данных по ксенолитам из тех же базальтов (Ionov et al., 2004, 2006a, 2006b) и базальтов Витимского плато (Pearson et al., 2004), а также из кимберлитов центральной части Сибирского кратона (Goncharov et al., 2012; Pearson et al., 1995) позволяют сделать ряд выводов о сходстве и различии состава литосферной мантии Джугджуро-Станового и Баргузино-Витимского супертеррейнов Центрально-Азиатского складчатого пояса, с одной стороны, и Сибирского кратона – с другой, отражающих их различную эволюцию. По содержанию оксидов главных элементов, MgO, CaO, Al₂O₃ и, соответственно, степени их плавления мантия Джугджуро-Станового супертеррейна близка к мантии, подстилающей Сибирский кратон. Сходство мантийных перидотитов в мантии всех трех рассматриваемых структур отражается и в суперхондритовых значениях отношений высокозарядных элементов, Nb/Ta, Zr/Hf, однако полного подобия не наблюдается. Различие перидотитов мантии рассматриваемых супертеррйнов и Сибирского кратона отчетливо проявляется в содержании редких и редкоземельных элементов. По сравнению с перидотитами в мантии супертеррейнов, кратонические перидотиты обогащены (относительно примитивной мантии) барием, рубидием, торием, ниобием, танталом и обеднены иттрием и редкоземельными элементами от Sm до Lu. Хотя практически во всех изученных ксенолитах Sm/Nd отношение ниже, чем в примитивной мантии, но наиболее низкие значения этого отношения наблюдаются в перидотитах кратона. Кроме того, в перидотитах мантии Баргузино-Витимского супертеррейна и в большей мере в мантии кратона Sm/Nd отношение проявляет тенденцию к прогрессирующему понижению с повышением степени плавления пород.

Особый интерес для настоящего исследования представляют результаты определения отношений Nb/Y и Zr/Y в перидотитах мантии рассматриваемых структур. Значения Nb/Y в перидотитах мантии Сибирского кратона значительно выше ($ \gg $1.0), чем в мантии Джугджуро-Станового и Баргузино-Витимского супертеррейнов, в которых они меньше 1.0, но также суперхондритовые. На диаграмме Nb/Y–Zr/Y, по (Condie, 2005), перидотиты кратона относятся к области обогащенной мантии (EMI), в которой присутствует и рециклированный компонент.

Как уже указывалось, все определения, полученные Re-Os методом, свидетельствуют об архейском возрасте перидотитовой мантии Сибирского кратона. Широко распространенные в мантии кратона эклогиты, но отсутствующие в мантии супертеррейнов, также имеют архейский возраст. По данным (Pearson et al., 1995), для эклогитов из трубки Удачная получен Re-Os возраст в пределах от 2.7 до 3. 1 млрд лет. Значение в 2.9 млрд лет установлено для включений эклогитового типа (E-тип) в алмазах из той же трубки (Helmstaedt et al., 2010). Эклогиты, по всей вероятности, являются большей частью продуктами субдуцированной в литосферную мантию океанической коры, преобразованной в результате метаморфической перекристаллизации, плавления и метасоматоза в термодинамических условиях мантии. О субдукционном происхождении эклогитов свидетельствуют высокие, по сравнению с хондритом CI и примитивной верхней мантией (PUM), отношения ¹⁸⁷Re/¹⁸⁸Os (56–211) и ¹⁸⁷Os/¹⁸⁸Os (3.04–9.81) в этих породах, по данным (Pearson et al., 1995). Процессы метасоматоза, приведшие к обогащению мантии кратона такими элементами, как Ba, Rb, Th, Nb, Ta, и обеднению иттрием, средними и тяжелыми редкоземельными элементами, были неоднократными. Они могли быть связаны, в первую очередь, с раннедокембрийской субдукцией океанической коры и взаимодействием образующихся при ее плавлении расплавами и флюидами с мантийными перидотитами. Метасоматические преобразования мантии кратона могли быть также вызваны и воздействием на породы литосферной мантии кратона кимберлитовой магмы, поступавшей из астеносферы практически на всей территории кратона в среднем палеозое, около 360 млн лет назад (Griffin et al., 2002; Spetsius et al., 2002). Мантия, подстилающая супертеррейны, по более низким значениям Nb/Y и Zr/Y отношений в перидотитах, чем в мантийных перидотитах кратона, и в целом по концентрации редких элементов и их нормализованному к примитивной мантии распределению близка к характеристикам, свойственным примитивной мантии и хондриту CI (Palme et al., 2003). Данные в табл. 1 свидетельствуют о меньшей мощности литосферы в пределах супертеррейнов по сравнению с таковой кратона. В отличие от мантии кратона, термальное и окислительно-восстановительное состояние мантии, подстилающей супертеррейны, не соответствует условиям образования алмазов (Goncharov et al., 2012; Goncharov, Ionov, 2012). Выше сказанное позволяет предполагать изолированность и различную эволюцию литосферной мантии, подстилающей Сибирский кратон и сопредельные супертеррейны Центрально-Азиатского пояса уже со времени образования эклогитов в мантии кратона.

Однако можно допускать, что Сибирский кратон и сопредельные с ним Джугджуро-Становой и Баргузино-Витимский супертеррейны составляли единую структуру до субдукции океанической коры под кратон, произошедшей в архее и приведшей к образованию эклогитов. На это указывают некоторые общие геохимические характеристики, свойственные субконтинентальной литосферной мантии, такие как: сопоставимые с примитивной верхней мантией величины ¹⁸⁷Os/¹⁸⁸Os отношения (Никитина и др., 2018) и суперхондритовые значения Nb/Ta и Zr/Hf отношений (Никитина, Бабушкина, 2019).

Изотопный состав Sm-Nd, Rb-Sr и Re-Os систем в ксенолитах перидотитов из базальтов Токинского Становика не позволяет достоверно определить их возраст, поскольку равновесие между материнскими и дочерними изотопами во всех системах нарушено. Произведенный нами расчет Re-Os возраста для перидотитовых ксенолитов Токинского Становика из коллекции (Ionov et al., 2006b), которые характеризуются значениями ¹⁸⁷Os/¹⁸⁸Os более 0.1280 и два из них по содержанию Al₂O₃ близки к примитивной мантии, показал возраст в 1282 ± 95 млн лет, согласующийся в пределах погрешности с Rb-Sr значением, равным 1307 ± 270 млн лет. Эти значения, возможно, отражают верхний предел возраста доорогенического основания Центрально-Азиатского пояса, что согласуется с предполагаемым в работе (Kröner et al., 2017) началом открытия Палео-Азиатского океана около 1040–1020 млн лет назад, который определяется возрастом офиолитов в Восточном Саяне (Khain et al., 2003; Kuzmichev, Larionov, 2013).

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Сопоставление геохимии (главные и редкие элементы, включая высокозарядные и редкоземельные) и Nd-Sr-Os изотопной систематики ксенолитов мантийных перидотитов из базальтов Токинского Становика, Витимского плато Центрально-Азиатского складчатого пояса и из кимберлитов трубки Удачная позволяет сделать следующие выводы.

1. Р-Т условия кристаллизации перидотитов из мантии Джугджуро-Станового и Баргузино-Витимского супертеррейнов соответствуют области стабильности графита в отличие от мантии Сибирского кратона, в которой условия кристаллизации перидотитов соответствуют области стабильности алмаза (Goncharov, Ionov, 2012).

2. Перидотиты мантии Джугджуро-Станового супертеррейна по содержанию оксидов MgO, CaO и Al₂O₃ близки к таковым из мантии Сибирского кратона. Степень их частичного плавления достигает 45–50%, в перидотитах Витимского плато она ниже – преимущественно менее 25%.

3. Отличие мантийных перидотитов Сибирского кратона от перидотитов Джугджуро-Станового и Баргузино-Витимского супертеррейнов проявляется в содержании редких и редкоземельных элементов. Мантия кратона, по сравнению с мантией супертеррейнов, обогащена Ba, Rb, Th, Nb, Ta и обеднена Y и редкоземельными элементами от Sm до Lu.

4. Суперхондритовые отношения Nb/Ta и Zr/Hf, а также Nb/Y и Zr/Y свойственны как перидотитам мантии кратона, так и для обоих рассматриваемых супертеррейнов. Однако отношение Nb/Y в мантии кратона значительно выше ($ \gg $1.0), чем в мантии супертеррейнов (преимущественно <1.0). На дискриминатной диаграмме Nb/Y–Zr/Y, по (Condie, 2005), перидотиты кратона относятся к области обогащенной мантии (EMI). Перидотиты из мантии, подстилающей супертеррейны Центрально-Азиатского пояса, по отношениям Nb/Y и Zr/Y и в целом по концентрации и нормализованному распределению редких элементов могут рассматриваться как продукты эволюции примитивной мантии (Palme et al., 2003), измененные наложенными процессами лишь незначительно.

5. Изотопный состав Nd и Sr в перидотитах супертеррейнов соответствует океаническим базальтам. В перидотитах Баргузино-Витимского супертеррейна значения ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd и ε_Nd колеблются соответственно в пределах 0.51275–0.51283 и (+2.6)–(+3.5), в перидотитах Джугджуро-Станового супертеррейна – в пределах 0.51301–0.51333 и (+8)–(+14). По этим характеристикам состав мантии под Баргузино-Витимским супертеррейном близок к составу источника, промежуточного между источниками типа HIMU и PM, а под Джугджуро-Становым супертеррейном – к источнику типа PREMA.

6. В перидотитах Сибирского кратона установлены низкие значения ¹⁸⁷Os/¹⁸⁸Os (0.108–0.115), тогда как в перидотитах Баргузино-Витимского и Джугджуро-Становым супертеррейнах они выше 0.115, но обычно не превышают значение для примитивной верхней мантии (0.1296).

Таким образом, геохимические и изотопные характеристики перидотитов свидетельствуют о различном составе и геодинамическом типе мантии, подстилающей Сибирский кратон и сопредельные супертеррейны Центрально-Азиатского складчатого пояса уже в раннем архее, еще до образования в мантии кратона эклогитов, возраст которых составляет 2.7–3.1 млрд лет.

Благодарности. Авторы благодарят А.Б. Котова, В.П. Ковача и Е.Ю. Рыцка (ИГГД РАН) за предоставленную в распоряжение авторов схему геологического строения региона, обсуждение и ценные рекомендации по улучшению рукописи статьи.

Источники финансирования. Работа выполнена в рамках госбюджетной темы ИГГД РАН (№ 0153-2015-0006).