1. На главную
  2. Электронные версии
  3. Петрология
  4. T. 28, № 4, 2020

Петрология, 2020, T. 28, № 4, стр. 370-392

Фенокристы оливина и пироксена как источники информации о первичном расплаве и его коровой эволюции на примере пикродолеритовых интрузивов с возрастом 2.40 млрд лет Кольско-Норвежского террейна, Северная Фенноскандия

К. Г. Ерофеева a, *, А. В. Самсонов a, А. В. Степанова b, Ю. О. Ларионова a, Е. О. Дубинина a, С. В. Егорова b, А. А. Арзамасцев c, d, Е. В. Ковальчук a, В. Д. Абрамова a

a Институт геологии рудных месторождений, петрографии, минералогии и геохимии РАН
Москва, Россия

b Институт геологии КарНЦ РАН
Петрозаводск, Россия

c Институт геологии и геохронологии докембрия РАН
Санкт-Петербург, Россия

d Институт наук о Земле, Санкт-Петербургский государственный университет
Санкт-Петербург, Россия

* E-mail: xenin.erofeeva@ya.ru

Поступила в редакцию 18.08.2019
После доработки 11.12.2019
Принята к публикации 29.12.2019

Полный текст (PDF)

Аннотация

На основании петрографического, геохимического и изотопного (Sr, Nd и δ18О) исследования фенокристов оливина и пироксена проведена расшифровка состава и коровой эволюции первичного расплава для палеопротерозойских (2.40 млрд лет) пикродолеритов на северо-западе Кольской провинции Фенноскандинавского щита. Пикродолериты слагают дифференцированные силлы с S-образными вариациями составов пород в разрезе, в зонах закалки которых порфировидные пикродолериты и оливиновые габбронориты содержат фенокристы оливина и клинопироксена. На основании полученных данных выделены три основных этапа формирования минералов фенокристовой ассоциации. На раннем этапе происходила кристаллизация центральных частей крупных (до 2 мм) фенокристов оливина (Ol–1–Ц). Этот оливин (Mg# 85–92) обогащен Ni (от 2845 до 3419 г/т), имеет стабильное Ni/Mg отношение, низкие концентрации Ti, Mn и Co и содержит мелкие (до 10 мкм) дендритовидные ламели диопсид-шпинелевого состава, которые, вероятно, образовались при распаде обогащенного Cr и Ca раннего магматического оливина. По всем этим характеристикам Ol–1–Ц – типичный представитель оливинов из примитивных пикритовых и коматиитовых магм (De Hoog et al., 2010; Asafov et al., 2018). В Ol–1–Ц присутствуют крупные (до 0.25 мм) твердофазные включения высоко-Al ортопироксена (Mg# 80–88) и клинопироксена (Mg# 82–90), иногда в ассоциации с Ti-паргаситом и хромистой шпинелью (60.4 мас. % Al2O3). Эти включения рассматриваются как реликты фрагментов вмещающих пород, захваченных расплавом на глубине более 30 км и сохранившихся благодаря консервации в магматическом оливине. На втором этапе происходило дорастание краевых частей ранних оливиновых фенокристов (Ol–1–К), кристаллизация мелких (до 0.3 мм) фенокристов оливина Ol–2 с Mg# 76–85 и центральных частей крупных (до 1.5 мм) фенокристов клинопироксена (Cpx–Ц) с Mg# 80–85; расплав кристаллизовался в диапазоне температур 1160–1350°C в промежуточной магматической камере в средней коре на глубине 15–20 км. На третьем этапе происходило обрастание фенокристов Cpx–Ц каймами (Cpx–К) с Mg# 70–72, которые по составу аналогичны клинопироксену из долеритовой основной массы пикродолеритов закалки и габбро-долеритов центральных частей силлов. Этот этап, вероятно, являлся заключительным в эволюции пикродолеритового расплава и был приурочен к уровню становления силлов на глубине около 5 км. На всех этапах кристаллизация пикродолеритового расплава сопровождалась процессами контаминации. Контаминация первичных расплавов веществом верхней мантии и/или нижней коры распознается по включениям ксенокристов в фенокристах Ol–1–Ц. О втором этапе коровой контаминации свидетельствуют фенокристы Cpx–Ц, имеющие отрицательные величины εNd(2.40) = –1.1. Третий этап контаминации, возможно, имел место в верхней коре при подъеме и внедрении расплава по системам пологих трещин, что обусловило различия первичного изотопного состава неодима валовых проб в разных силлах, в разрезе одного силла (Ерофеева и др., 2019), а также в объеме одного образца между фенокристами клинопироксена и вмещающей их основной массой. Кроме того, установлено, что поздние дифференциаты силлов резко обогащены радиогенным стронцием, но не отличаются от остальных проб по изотопному составу неодима, что объясняется добавкой в расплав флюида, образовавшегося при распаде биотита во вмещающих гнейсах.

Ключевые слова: Фенноскандия, Кольско-Норвежский террейн, пикродолериты, палеопротерозой, фенокристы, оливин

ВВЕДЕНИЕ

Одной из наиболее сложных задач магматической петрологии является расшифровка отдельных этапов эволюции базитовых магм и идентификация состава их первичных расплавов. Для решения этой задачи часто используют данные по интрателлурическим вкрапленникам – фенокристаллам, которые доставляются глубинными магмами из промежуточных очагов к поверхности земли и сохраняются в закаленных вулканических и субвулканических породах. В основных породах наиболее распространенными и информативными минералами являются оливин и пироксены, изучению которых посвящено множество работ (например, Sobolev et al., 2007; Herzberg, 2011; Søager et al., 2015).

Геохимические особенности минералов ранних ликвидусных ассоциаций широко и успешно используются для петрогенетических реконструкций расплавов, сформированных в фанерозое (например, Herzberg, 2011; Søager et al., 2015). Для раннедокембрийских комплексов применимость такого подхода ограничена из-за редкой встречаемости сохранившихся первичных минералов, пригодных для геохимических и изотопных исследований (например, Степанов и др., 2013; Asafov et al., 2018; Choi et al., 2019). Примером раннедокембрийских базитов с хорошо сохранившимися фенокристами оливина и пироксена служат палеопротерозойские силлы пикродолеритов с возрастом 2.40 млрд лет, расположенные в пределах Кольско-Норвежского террейна Фенноскандинавского щита (рис. 1) (Stepanova et al., 2017; Ерофеева и др., 2019; Сальникова и др., 2020). Эти гипабиссальные интрузивы являются частью крупной магматической провинции в Восточной Фенноскандии, которая включает коматиитовые базальты, силлы пикродолеритов, дайки оливиновых габброноритов, габбро и долеритов (Kullerud et al., 2006; Puchtel et al., 2016; Степанова и др., 2017; Ерофеева и др., 2019). Результаты петрографического, геохимического и изотопного изучения силлов и даек Кольско-Норвежского террейна свидетельствуют о том, что формирование широкого спектра составов пород могло быть связано с процессами кристаллизационной дифференциации и коровой контаминации единого первичного высокомагнезиального расплава (Ерофеева и др., 2019). Оценка состава, условий зарождения и коровой эволюции исходного расплава была выполнена путем моделирования процессов плавления и дифференциации на основе данных о валовых составах пород. Исследования показали, что главный этап эволюции магмы, обеспечивший разнообразие пород, был связан с дифференциацией и контаминацией исходного высокомагнезиального (MgO ~ 18 мас. %) расплава на верхнекоровом уровне (Ерофеева и др., 2019). Однако открытыми оставались вопросы о составе родоначального расплава и его источнике, а также времени и механизмах формирования изотопной гетерогенности в объеме магматической системы. В настоящей статье обсуждаются результаты петрографических, геохимических и Nd-Sr-O изотопных исследований фенокристов оливина, пироксена и вмещающей их плагиоклаз-пироксеновой основной массы пикродолеритов районов Сорварангер и Лиинахамари, которые позволяют получить ответы на эти вопросы.

Рис. 1.

Геологическое положение объектов исследования. (а) Схема побережья Баренцева моря с расположением участков проведенных исследований. (б) Схема геологического строения района Сорварангер. Составлена на основе геологической карты масштаба 1 : 200000, данных Геологической службы Норвегии (http://geo.ngu.no/kart/berggrunn/) и данных Добржинецкой Л.Ф. и Левченкова О.А. (Dobrzhinetskaya et al., 1995; Levchenkov et al., 1995). (в) Схема геологического строения района пос. Лиинахамари. Составлена на основе геологической карты Фенноскандии (1 : 2000000, 2001 г.), государственной геологической карты масштаба 1 : 200000 и данных Ж.А. Федотова (Арзамасцев и др., 2009).

МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЯ

Петрографические исследования проводились с помощью оптического поляризационного микроскопа и сканирующего электронного микроскопа TESCAN Vega II LSH с приставкой для энерго-дисперсионного рентгеноспектрального микроанализа “Inca Energy-350” в Центре коллективного пользования (ЦКП) ФИЦ КарНЦ РАН, г. Петрозаводск. Состав минералов анализировался в напыленных углеродом (толщина напыления 20 нм) полированных шлифах при ускоряющем напряжении 20 кВ, силе тока электронного пучка 15 нА, время накопления спектра – 70 с. При обработке спектров рентгеновского излучения проводилась оптимизация по спектрам простых соединений и стандартизация по набору эталонов породообразующих минералов. Ошибки определений составили для концентраций свыше 10 мас. % – до 2 отн. %, 5–10 мас. % – до 5 отн. %, от 1 до 5 мас. % – до 10 отн. %.

Состав оливина и клинопироксена определялся в лаборатории анализа минерального вещества Института геологии рудных месторождений, петрографии, минералогии и геохимии РАН (ИГЕМ РАН, Москва) (ЦКП “ИГЕМ-аналитика”) на электронно-зондовом анализаторе (EPMA) JEOL JXA-8200, оснащенном пятью волновыми спектрометрами, при ускоряющем напряжении 20 кВ, силе тока на цилиндре Фарадея 20 нА и диаметре пучка 1 мкм. Время экспозиции на каждый измеряемый элемент составляло 10 с на пике и по 5 с на фоне с обеих сторон. Содержания главных и второстепенных элементов (Ti, Ni, Mn, Al, Co) в оливине определялось по методике (Batanova et al., 2015), адаптированной в ИГЕМ РАН (Каргин и др., 2014; Сазонова и др., 2015). Пределы обнаружения для 2σ доверительного интервала составляли (мас. %): Ti – 0.003, Ni – 0.006, Al – 0.002, Mn – 0.007, Ca – 0.002, Co – 0.003, Cr – 0.007.

Содержание микроэлементов в клинопироксене определялось методом масс-спектрометрии с ионизацией вещества в индуктивно-связанной плазме и лазерным испарением проб (LA-ICP-MS) в ЦКП “ИГЕМ-аналитика” на масс-спектрометре Thermo Scientific XSeries 2 с приставкой для лазерной абляции ESI NWR213 по методике (Kil et al., 2011). Энергию импульса лазера и диаметр луча подбирали таким образом, чтобы, с одной стороны, обеспечить необходимую чувствительность измерений, а с другой – не допустить полного разрушения образцов за время анализа. Образец в аэрозоле, сформированном воздействием лазерного излучения, переносился на вход масс-спектрометра потоком гелия особой чистоты (700 мл/мин), где смешивался с аргоном (800–900 мл/мин). Скорость потока газов настраивалась для оптимизации сигнала на ICP-MS. Абляция проходила при частоте импульсов 10 Гц, энергии 10–15 Дж/см2 и диаметре пучка 40–60 мкм. Анализировались зерна клинопироксена размером 1–1.5 мм. При выборе изотопов для измерения учитывались изобарные интерференции. Расчет производился в программе Iolite v. 2.5 (Paton et al., 2011) c использованием Si в качестве внутреннего стандарта, содержание которого было предварительно измерено на электронно-зондовом анализаторе. Для градуировки и расчета использовались международные стандартные образцы: силикатные стекла NIST610 и NIST612 (Jochum et al., 2011). Предел обнаружения для каждого измерения рассчитывался в программе Iolite по формуле (Longerich et al., 1996).

Определение минералов во включениях в оливине проводилось методом комбинационного рассеяния на раман-спектрометре Almega XR Nicolet Thermo Scientific, оборудованном конфокальным микроскопом Olympus BX41 с 10, 50 и 100-кратными объективами и цифровой камерой в ЦКП ФИЦ КарНЦ РАН. Время записи спектров зависело от размеров включений и варьировало от 5 до 20 с. Для измерений использовалось лазерное излучение с длиной волны λ = 532 нм. Для анализа спектров применялось программное обеспечение “Omnic”.

Концентраты минералов для изотопно-геохимических исследований выделялись по стандартной методике с применением магнитной и плотностной сепараций с последующей ручной доочисткой фракций под бинокуляром. Концентрат клинопироксена из образца пикродолеритов (обр. Са-507-1) выделялся в размерной фракции 0.15–0.25 мм. Это обеспечило присутствие в концентрате обломков именно фенокристов клинопироксена, но не позволило отделить высокомагнезиальные центральные от низкомагнезиальных краевых частей, а также полностью удалить из этого концентрата посторонние минералы, содержащиеся в клинопироксене в виде микро-включений и вростков (алюмохромит, оливин). Основная масса пикродолеритов, представленная плагиоклазом и небольшим количеством сростков плагиоклаза с клинопироксеном и оливином, была выделена из размерной фракции 0.05–0.15 мм с применением бромоформа (легкая) и электромагнитной сепарации (слабо электромагнитная). Из образца габбро-долеритов (обр. Са-507-2) концентрат клинопироксена был выделен по той же методике, что и для пикродолеритов. Концентрат гранофира, выполняющего интерстиции плагиоклаза в габбро-долеритах, был выделен в размерной фракции 0.05–0.15 мм как неэлектромагнитная и наиболее легкая фракция.

Концентрации редких и редкоземельных элементов в концентрате гранофирового агрегата из габбро-долеритов определялись методом ICP-MS в лаборатории ядерно-физических и масс-спектральных методов анализа в ИПТМ РАН (НЦ Черноголовка) по методике (Карандашев и др., 2007).

Изотопные Rb-Sr и Sm-Nd исследования выполнены в лаборатории изотопной геохимии и геохронологии ИГЕМ РАН. Химическая подготовка вещества для масс-спектрометрических измерений проведена по методике, описанной в (Ларионова и др., 2007). Измерения изотопных отношений проводились на масс-спектрометре Sector 54 (Micromass, Англия) в мультиколлекторном динамическом режиме с использованием трехленточного источника ионов (Thirlwall, 1991). Итоговая погрешность определения 143Nd/144Nd не превышает 0.0022% с учетом воспроизводимости результатов по внутрилабораторному стандарту Nd-ИГЕМ 0.512400 ± 11 (2σед, N = 24), что соответствует значению 0.511852 в стандарте изотопного состава неодима LaJolla. Погрешность определения 147Sm/144Nd оценивается в 0.3% (2σед) по результатам измерения стандарта BCR-1. Отношение 87Sr/86Sr в стандарте SRM-987 за время измерительной сессии составляет 0.710242 ± 15 (2 σед, N = 31). Погрешность 87Rb/86Sr принята 1%.

Изотопный состав кислорода определяли методом фторирования с применением лазерного нагрева (Sharp, 1990) в ИГЕМ РАН по методике, описанной в (Dubinina et al., 2015). Погрешность анализа по результатам многократных измерений международных (кварц NBS 28, гранат UWG-2) и внутренних (кварц PLARIS) стандартов составляет не более ±0.1‰ (1σ).

ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ПОЗИЦИЯ ПИКРОДОЛЕРИТОВЫХ СИЛЛОВ

Кольско-Норвежский террейн (рис. 1а) сложен тоналит-трондьемит-гранодиоритовыми (ТТГ) гнейсами, метаосадочными породами и гранитоидами (2.7–2.8 млрд лет), метаморфизованными в амфиболитовой фации (Dobrzhinetskaya et al., 1995; Levchenkov et al., 1995; Ранний докембрий …, 2005; Hölttä et al., 2008). Силлы пикродолеритового состава закартированы на южном берегу Варангер-Фьорда, в районе Сорварангер (восточная часть провинции Финнмарк, Норвегия, рис. 1б) и в районе пос. Лиинахамари (Мурманская область, Россия) (рис. 1в) (Арзамасцев и др., 2009; Kepezhinskas et al., 2016; Морозов и др., 2017), где они формируют пологие кулисообразные тела протяженностью до 4–5 км, простираясь в субширотном и северо-западном направлении (Морозов и др., 2017). Контакты интрузивов с вмещающими гнейсами полого погружаются под углом 15°–20°. Мощность силлов варьирует от первых метров до 30 м (Морозов и др., 2017; Ерофеева и др., 2019).

Силлы имеют неоднородное внутреннее строение с S-образными профилями вариаций составов пород в разрезе (Ерофеева и др., 2019) (рис. 2а). В кровле силлов маломощная (до 20 см) зона закалки сложена порфировидными пикродолеритами (рис. 2б, 2в), наименее измененный образец которого был отобран на участке выклинивания кулисообразного силла в районе Сорварангер (обр. Са-507-1). Нижняя приконтактовая часть разреза силлов сложена порфировидными меланократовыми оливиновыми габброноритами (обр. Са-506-2, Са-511-4) (рис. 2е, 2ж), в верхней части тел преобладают габбро-долериты и кварцевые долериты (обр. Са-511-1, Са-506-3, Са-507-2) (рис. 2г, 2д). Вариации состава пород и минералов в разрезах силлов, а также процессы дифференциации в них рассмотрены в работе (Ерофеева и др., 2019).

Рис. 2.

Сводная схема внутреннего строения пикродолеритовых силлов (а) с положением отобранных проб (черные точки) и микрофотографии пород: (б, в) – пикродолериты верхней закалочной зоны (обр. Са-507-1), (г, д) – габбро-долериты (обр. Са-507-2), (е, ж) – оливиновые габбронориты (обр. Са-511-4, Са-506-2). (б) – фенокристы Ol–1 образуют крупные зерна и сростки с Ol–2. В центральных частях Ol–1 развиты мелкие диопсид-шпинелевые (белые точки) и крупные полифазные (пироксены + Ti-паргасит) включения. (в) – фенокристы клинопироксена (Aug) и Ol–2 в мелкозернистой игольчатой Px-Pl основной массе пикродолеритов. (г) – крупное зерно Aug в габбро-долеритах. (д) – Qz-Ab-Fsh гранофиры выполняют интерстиции Pl. (е) – фенокристы Ol–1 в мелко-среднезернистой основной массе оливиновых габброноритов. (ж) – фенокристы Aug образуют удлиненные резорбированные зерна. (в–ж) – снимок в проходящем свете, николи скрещены; (б) – снимок в режиме обратно-отраженных электронов (BSE). Масштабная линейка – 0.5 мм.

ПЕТРОГРАФИЯ ПОРОД И ГЕОХИМИЯ МИНЕРАЛОВ

Высокомагнезиальные базиты силлов (пикродолериты верхней закалочной зоны и габбронориты подошвы) имеют порфировидные структуры, сформированные крупными фенокристами оливина и клинопироксена, погруженными в мелкозернистую плагиоклаз-пироксеновую долеритовую основную массу (рис. 2б, 2в, 2е, 2ж). Низкомагнезиальные породы верхней части разреза силлов имеют габбровую, переходящую в долеритовую структуру и сложены крупными удлиненными зернами пироксена и лейстами плагиоклаза, интерстиции которых заполнены титаномагнетитом в ассоциации с биотитом и гранофиром (рис. 2г, 2д). Петрография всех разновидностей пород описана в работе (Ерофеева и др., 2019).

ФЕНОКРИСТОВАЯ АССОЦИАЦИЯ

Оливин

В пикродолеритах (обр. Са-507-1) и оливиновых габброноритах (обр. Са-506-2, Са-511-4) оливины можно разделить на два морфологических типа (рис. 2б, 2е): крупные (до 1.5–2 мм) фенокристы (Ol–1) и мелкие (до 0.3 мм) субидиоморфные зерна (Ol–2).

Ol–1 образует зерна округлой формы (рис. 2б, 2е) с зональным строением и диффузионными границами зон (рис. 2б). Магнезиальность (Mg# = = Mg/(Mg + Fe) × 100, ат. кол-ва) фенокристов уменьшается от центра (Ol–1–Ц, Mg# 85–92) к краю (Ol–1–К, Mg# более 81) зерна (табл. 1, Suppl. 122). Для Ol–1–Ц с Mg# 85–92 характерны локальные аномально высокие концентрации Cr, Ca и Al, связанные с мелкими (<10 мкм) дендритовидными ламелями, не приуроченными к трещинам в зернах или границам разных минералов (рис. 3а, 3б). Спектры комбинационного рассеяния этих ламелей отвечают таковым для шпинели и диопсида. Из-за небольшой толщины фаз включений и их неравномерных срастаний в объеме оливина-хозяина (рис. 3б) определить количественный химический состав и рассчитать их стехиометрию не представляется возможным – в выполненных электронно-зондовых анализах (ЕPMA) всегда присутствует вклад оливиновой матрицы (Suppl. 2).

Таблица 1.  

Представительные анализы (EPMA) составов оливина (мас. %)

П Г Mg# SiO2 TiO2 Al2O3 FeO MnO MgO CaO NiO Cr2O3 CoO Сумма
1 Ol–1–Ц 90 40.98 0.005 0.047 9.74 0.136 48.97 0.053 0.412 0.082 0.019 100.44
1 Ol–1–Ц 92 41.01 0.007 0.029 8.00 0.124 50.40 0.053 0.430 0.106 0.017 100.18
1 Ol–1–Ц 92 41.08 0.008 0.043 7.86 0.122 50.31 0.054 0.435 0.089 0.018 100.02
1 Ol–1–Ц 91 40.65 0.007 0.027 8.91 0.130 49.67 0.031 0.421 0.088 0.018 99.95
1 Ol–1–Ц 89 40.28 0.009 0.348 10.56 0.148 47.87 0.182 0.402 0.303 0.019 100.11
1 Ol–1–К 85 40.24 0.006 0.072 14.38 0.188 45.40 0.162 0.361 0.074 0.022 100.90
1 Ol–1–К 81 39.69 0.022 0.052 17.64 0.235 43.05 0.087 0.291 0.019 0.024 101.10
1 Ol–1–К 84 39.95 0.007 0.024 15.55 0.205 44.81 0.053 0.365 0.064 0.023 101.04
1 Ol–1–К 82 39.14 0.009 0.029 17.51 0.239 43.46 0.064 0.303 0.105 0.024 100.88
1 Ol–1–К 82 39.79 0.018 0.013 16.53 0.228 43.68 0.061 0.340 0.011 0.025 100.70
1 Ol–2 84 39.88 0.031 0.035 15.55 0.208 44.53 0.072 0.308 0.017 0.022 100.65
1 Ol–2 83 39.88 0.009 0.029 15.73 0.211 44.50 0.058 0.308 0.035 0.027 100.78
1 Ol–2 84 39.76 0.006 0.051 15.12 0.194 45.24 0.104 0.347 0.061 0.023 100.91
1 Ol–2 81 39.82 0.023 0.015 17.83 0.253 43.03 0.040 0.290 0.010 0.024 101.34
1 Ol–2 79 39.40 0.023 0.030 19.31 0.249 41.72 0.039 0.298 0.082 0.027 101.18
2 Ol–1–Ц 88 40.94 0.009 0.033 11.52 0.176 46.52 0.059 0.344 0.047 0.022 99.67
2 Ol–1–Ц 86 41.50 0.011 0.251 13.15 0.197 43.85 0.483 0.312 0.066 0.019 99.84
2 Ol–1–Ц 86 40.67 0.009 0.055 13.52 0.189 45.05 0.224 0.343 0.075 0.021 100.16
2 Ol–1–Ц 85 40.57 0.009 0.042 14.42 0.208 44.28 0.149 0.327 0.046 0.023 100.07
2 Ol–1–Ц 87 40.98 0.008 0.053 12.28 0.171 46.31 0.098 0.376 0.064 0.020 100.36
2 Ol–1–Ц 88 40.95 0.007 0.052 11.73 0.166 46.36 0.119 0.375 0.048 0.021 99.83
2 Ol–1–К 82 39.97 0.017 0.033 16.74 0.235 42.46 0.145 0.303 0.057 0.023 99.98
2 Ol–1–К 84 40.40 0.011 0.054 15.19 0.206 43.76 0.256 0.313 0.069 0.021 100.28
2 Ol–1–К 80 39.82 0.019 0.022 18.63 0.263 41.14 0.034 0.305 0.011 0.025 100.27
2 Ol–1–К 83 40.23 0.008 0.043 15.46 0.224 43.53 0.070 0.318 0.048 0.026 99.96
2 Ol–2 80 39.66 0.028 0.036 18.08 0.245 41.76 0.118 0.299 0.017 0.024 100.27
2 Ol–2 79 39.58 0.012 0.034 19.00 0.259 41.01 0.179 0.288 0.029 0.025 100.41
2 Ol–2 78 39.51 0.012 0.026 20.21 0.271 39.95 0.035 0.304 0.015 0.026 100.35
2 Ol–2 81 39.92 0.010 0.051 17.52 0.244 41.77 0.176 0.287 0.070 0.023 100.06
2 Ol–2 76 39.14 0.017 0.027 21.80 0.283 38.24 0.209 0.298 0.011 0.031 100.05

Примечание. П – порода: 1 – пикродолериты, 2 – оливиновые габбронориты; Г – генерация.

Рис. 3.

Схема строения фенокристов оливина и положение в них включений разных типов (а) и их микрофотографии (б–е): (б) – диопсид-шпинелевые включения, локализованные в Ol–1–Ц, (в) – ламели магнетита в Ol–1–К, (г–е) – полифазные включения в Ol–1–Ц. (б, в) – снимок в проходящем свете, николи скрещены; (г–е) – снимок в режиме BSE.

В Ol–1–Ц пикродолеритов распределение магнезиальности и концентрации Ni характеризуются выраженным перегибом (рис. 4а) на уровне Mg# 88–88.5. Этот уровень магнезиальности фиксируется и на бинарных диаграммах перерывом на линиях трендов изменения состава оливина (рис. 5), что дает основание разделить Ol–1–Ц на ядро (Mg# 89–92) и его оболочку (Mg# 85–88) (рис. 4а). Ядра Ol–1–Ц имеют высокую концентрацию Ni (от 2845 до 3419 г/т), стабильное Ni/Mg отношение (0.011), низкие содержания Ti, Mn, Co (не более 54, 1200 и 157 г/т соответственно) и платообразное распределение концентраций Ni, Mn, Ti (рис. 4а). Оболочки ядер Ol–1–Ц обладают более низкими значениями магнезиальности и низким содержанием Ni, повышенными концентрацями Mn и Co и широкими вариациями отношения Ni/Mg (рис. 5), сопоставимыми с таковыми в Ol–1–Ц оливиновых габброноритов. При постепенном уменьшении магнезиальности переход от Ol–1–Ц к Ol–1–К сопровождается уменьшением концентрации Ni и ростом содержаний Mn, Ti и Co, что фиксируется ступенеобразным перегибом профиля распределения элементов в Ol–1 (рис. 4а). В Ol–1 оливиновых габброноритах при уменьшении магнезиальности от Ol–1–Ц к Ol–1–К концентрации Ni, Co и Ti значительно не изменяются (рис. 4б).

Рис. 4.

Профили (белая линия) распределения Mg# и содержания микропримесных элементов в Ol–1 и Ol–2. (а) – Ol–1 из пикродолеритов (обр. Са-507-1). Римскими цифрами показаны зоны в Ol–1–Ц: I – ядро, II – оболочка ядра. (б, в) – Ol–1 и Ol–2 из оливиновых габброноритов (обр. Са-511-4) соответственно. Концентрации микропримесных компонентов приведены в г/т. Снимки сделаны в режиме BSE.

Рис. 5.

Вариации содержаний микропримесных компонентов в зависимости от Mg# и отношения микроэлементов в оливинах из высокомагнезиальных пород силлов. Концентрации микроэлементов приведены в г/т.

В Ol–1–Ц содержатся крупные (0.20–0.25 мм) полифазные включения, сложенные высоко-Al ортопироксеном (Mg# 80–88, Wo2–5En76–87Fs10–20) диопсидом (Mg# 83–90, Wo46–49En37–50Fs2–11) и авгитом (Mg# 82–87, Wo24–44En46–62Fs4–17) с высокими содержаниями Al и Ti (табл. 2, Suppl. 2). Реже в ассоциации с пироксенами встречаются Ti-паргасит и хромистая шпинель (60.4 мас. % Al2O3, Cr# = (Cr/(Cr + Al) × 100) = 7, Mg# 69) (рис. 2б, 3а, 3г–3е; Suppl. 2). Включения алюмохромита неправильной формы размером до 0.03 мм c Cr# 58–71 локализованы в фенокристах Ol–1 с Mg# < 86 (Suppl. 2). В Ol–1–К развиты ламели магнетита размером до 20 мкм (рис. 3а, 3в).

Таблица 2.  

Представительные анализы включений пироксена в Ol–1–Ц и фенокристов клинопироксена из высокомагнезиальных пород силлов

Компоненты 1 1 1 1 1 1 1 2 2 2 2
Включения в Ol–1–Ц Cpx–Ц Cpx–К Cpx–Ц Cpx–К Cpx–Ц Cpx–К Cpx–Ц Cpx–К
SiO2 50.26 52.48 51.24 52.52 52.41 53.38 51.93 51.84 50.7 51.88 53.09
TiO2 0.97 0.60 0.87 0.34 0.57 0.26 0.35 0.39 1.42 0.32 0.20
Al2O3 7.02 6.80 5.81 3.89 2.61 3.26 4.45 3.43 2.63 3.71 2.63
FeO 4.28 10 4.38 6.33 10.22 7.29 7.03 5.87 6.77 5.65 7.00
MnO 0.09 – 0.04 0.17 0.25 0.25 0.16 – – 0.15 0.18
MgO 15.46 29.91 15.79 17.73 14.85 20.41 16.64 17.79 17.07 17.42 20.95
CaO 21.08 0.98 21.09 17.64 18.39 13.66 18.25 18.43 19.26 18.95 14.27
Na2O 0.30 – 0.20 0.23 0.31 0.17 0.26 0.38 0.65 0.19 0.19
Cr2O3 0.25 – 0.12 1.15 0.36 0.86 0.42 1.22 0.68 0.74 0.71
Сумма 99.78 100.77 99.62 100.00 99.97 99.54 99.49 99.35 99.18 99.01 99.22
Mg# 87 84 87 83 72 83 81 84 82 85 84
Wo 46 2 44 37 38 28 38 39 42 40 29
En 46 84 46 51 43 58 49 52 52 51 60
Fs 8 14 10 12 19 14 13 9 6 10 11

Примечание. Порода: 1 – пикродолериты, 2 – оливиновые габбронориты. Оксиды приведены в мас. %; прочерк – концентрации ниже предела обнаружения.

Ol–2 формирует мелкие субидиоморфные однородные или слабозональные зерна (Mg# отдельных зерен варьирует от 76 до 85) (рис. 2б, 2в, 2е, 4в). Распределение Ni, Mn, Co в Ol–2 однородное, а их концентрации сопоставимы с таковыми в Ol–1–К при аналогичной магнезиальности (табл. 1, рис. 4в, 5). На бинарных диаграммах (рис. 5) фигуративные точки составов Ol–2 близки к таковым в Ol–1–К и продолжают тренды изменения их составов.

Зерна Ol–2 содержат мелкие (до 0.05 мм) включения алюмохромита (Cr# 57–68, Suppl. 2), реже полифазные включения пироксенов (Aug Mg# 76–78, Wo37–49En42–50Fs9–13, низко-Са пироксен Mg# 80–83, Wo4–19En63–77Fs15–20) (Suppl. 2)). В некоторых зернах содержатся ламели магнетита размером до 20 мкм (рис. 3а).

Клинопироксен

Фенокристаллы клинопироксена представлены крупными (до 1.5 мм) вытянутыми идиоморфными зернами (рис. 2в, 2ж) зонального строения: высокомагнезиальная центральная часть (Cpx–Ц) окружена узкой (<0.02 мм) менее магнезиальной краевой зоной (Cpx–К). В пикродолеритах Cpx–Ц однородный (Mg# 80–85, Wo37–44En44–56Fs7–12), в оливиновых габброноритах (Mg# 81–85, Wo35–47En45–56Fs5–14) он имеет структуру авгит-пижонитового распада (рис. 6а, табл. 2). По магнезиальности и содержаниям Al2O3 и TiO2Cpx–Ц аналогичен авгиту из полифазных включений в Ol–2 (Suppl. 2). Cpx–Ц характеризуется обеднением легкими редкоземельными элементами (РЗЭ) ([La/Sm]N = 0.50), нефракционированным распределением тяжелых РЗЭ ([Gd/Yb]N = 1.03) и отсутствием Eu-аномалии (Eu/Eu* = 1.00, где Eu* = Eu/(Sm × Gd)1/2) (рис. 6б, Suppl. 3).

Рис. 6.

(а) Вариации составов клинопироксенов из пикродолеритовых силлов районов Сорварангер и Лиинахамари. Поля на диаграммах показаны, согласно классификации (Morimoto et al., 1988). (б) Мультиэлементные диаграммы микропримесных и РЗЭ, нормированных на примитивную мантию (PM) по (Wedepohl, Hartmann, 1994), для Cpx–Ц и Cpx–К пикродолеритов силла.

В пикродолеритах Cpx–К представлен авгитом (Mg# 70–72, Wo38–46En41–44Fs13–19), а в оливиновых габброноритах – авгитом (Mg# 79–82, Wo32‒42En51–55Fs6–13) или низко-Са пироксеном (Mg# 80, Wo5–10En72–77Fs17–18) (рис. 6а). В отличие от Cpx–Ц, Cpx–К имеет нефракционированные спектры и легких ([La/Sm]N = 0.97) и тяжелых ([Gd/Yb]N = 1.04) РЗЭ и отрицательные Sr- и Eu‑аномалии (Eu/Eu* = 0.62) (рис. 6б, Suppl. 3). Включения алюмохромита (Cr# 65–71) в фенокристах клинопироксена встречаются преимущественно в Cpx–К, реже в Cpx–Ц.

МИНЕРАЛЫ ОСНОВНОЙ МАССЫ ПОРФИРОВИДНЫХ ВЫСОКОМАГНЕЗИАЛЬНЫХ ПОРОД И ГАББРО-ДОЛЕРИТОВ

Основная масса порфировидных высокомагнезиальных пород сложена веерообразными сростками плагиоклаза (An53–63) и пироксена (рис. 2в, 2ж). Пироксены основной массы представлены авгитом (Wo38–47En41–51Fs7–10), схожим по составу с Cpx–К фенокристов (рис. 6а), реже низко-Са пироксеном (Wo5–6En68–78Fs17–26) и энстатитом (Mg# 56–69, Wo2–5En55–81Fs15–41) (рис. 6а). В оливиновых габброноритах пироксены основной массы более магнезиальны, чем в пикродолеритах (Mg# 79–82 и Mg# 66–72 соответственно).

В габбро-долеритах центральной части маломощного силла (обр. Са-507-2) пироксен формирует идиоморфные удлиненные зерна преимущественно авгитового состава. Его центральная (Mg# 81–85, Wo35–40En52–54Fs6–11) и краевая (Mg# 68–77, Wo34–38En45–50Fs15–17) части по составу близки к Cpx–Ц и Cpx–К пикродолеритов (рис. 6а). Часто в пироксене присутствуют структуры авгит-пижонитового распада. Клинопироксен формирует сростки с крупными лейстами плагиоклаза (центр – An60–64, край – до An23) (рис. 2г). Интерстиции плагиоклаза (рис. 2д) заполнены гранофировым кварц-альбит-калишпатовым агрегатом с многочисленными мелкими зернами фтор-апатита. Геохимическое изучение выделенного из пород концентрата гранофирового агрегата показало его резкое отличие от валовой пробы по уровню содержаний большинства элементов (табл. 3), включая трехкратное превышение концентраций легких РЗЭ и их более сильное фракционирование (рис. 7).

Таблица 3.  

Содержания рассеянных элементов (г/т) в гранофировом агрегате из основной массы габбро-долеритов центральной части маломощного силла

Элементы Обр. Са-507-2
Rb 24.6
Ba 539
U 0.78
Th 3.66
Nb 2.28
La 27.7
Ce 61.0
Pb 10.6
Pr 7.20
Sr 161
Nd 28.5
Zr 253
Sm 5.44
Eu 1.04
Gd 5.44
Dy 4.48
Er 2.43
Yb 2.01
Cu 19.8
V 4.08
Рис. 7.

Содержания рассеянных элементов, нормированные к примитивной мантии (РМ) по (Wedepohl, Hartmann, 1994), в габбро-долеритах силла, обр. Са-507-2, (1) и его концентрате гранофирового агрегата (2); долериты и кварцевые долериты кровли силлов (Ерофеева и др., 2019) (3).

Sr-Nd-O ИЗОТОПНЫЕ СИСТЕМЫ В ПОРОДАХ И МИНЕРАЛАХ

Sm-Nd и Rb-Sr изотопные системы изучены в концентратах клинопироксена и основной массы из двух образцов, отобранных из разных частей одного силла: пикродолеритов из зоны закалки (обр. Са-507-1) и габбро-долеритов из центральной части (обр. Са-507-2) (табл. 4).

Таблица 4.  

Sm-Nd и Rb-Sr изотопные данные для пород и минералов силлов Сорварангер и Лиинахамари

Номер образца Порода/ минерал Sm, г/т Nd, г/т 147Sm/ 144Nd 143Nd/ 144Nd ±2σ (143Nd/ 144Nd)2.40 εNd(2.40) Rb, г/т Sr, г/т 87Rb/ 86Sr 87Sr/86Sr ±2σ (87Sr/86Sr)2.40
Са-507-1 Пикродолериты* 1.89 7.69 0.1486 0.511835 0.000009 0.509484 –0.8 8.64 154 0.162 0.708342 0.000013 0.7027
  Cpx 1.49 5.67 0.1593 0.511991 0.000010 0.509471 –1.1 2.68 68.0 0.114 0.706229 0.000010 0.7023
  Cpx-Pl основная масса 1.91 8.18 0.1409 0.511676 0.000007 0.509446 –1.6 12.3 187 0.190 0.708985 0.000012 0.7024
  Cpx-Pl основная масса 1.43 5.70 0.1521 0.511821 0.000017 0.509414 –2.2 5.39 119 0.131 0.706528 0.000010 0.7020
Са-507-2 Габбро-долериты* 2.61 11.5 0.1370 0.511624 0.000009 0.509456 –1.4 17.3 219 0.230 0.710457 0.000010 0.7025
  Cpx 0.702 2.44 0.1737 0.512219 0.000009 0.509471 –1.1 1.75 86.1 0.0589 0.704850 0.000009 0.7028
  Pl+гранофиры 5.64 29.0 0.1175 0.5113098 0.000005 0.509451 –1.5 26.4 156 0.490 0.721409 0.000014 0.7044

Примечание. *Sm-Nd изотопные данные по валовым составам пород силлов по (Ерофеева и др., 2019).

На Sm-Nd изохронной диаграмме точки валового состава габбро-долеритов, клинопироксена и гранофира основной массы аппроксимируются линией, отвечающей возрасту 2454 ± 97 млн лет, СКВО = 0.013 (рис. 8а), который в пределах ошибки перекрывается с возрастом силлов 2403 ± ± 12 млн лет (U-Pb метод по бадделеиту, Stepanova et al., 2017; Сальникова и др., 2020). Концентраты клинопироксена и основной массы, выделенные из пикродолеритов, на Sm–Nd изохронной диаграмме сильно отклоняются от минеральной изохроны габбро-долеритов (рис. 8а) и имеют широкие и незакономерные вариации величины εNd(2.40) от –0.8 до –2.2 (табл. 4, рис. 8б).

Рис. 8.

Sm–Nd изохронная (а), εNd(2.40)–147Sm/144Nd (б), Rb–Sr изохронная (в) и (87Sr/86Sr)2.40–Sr (г) диаграммы для фенокристов клинопироксена, основной массы и валового состава пород (пикродолеритов закалочной зоны (обр. Са-507-1) и габбро-долеритов центральной части (обр. Са-507-2)) силла Сорварангер.

Первичное изотопное отношение стронция (87Sr/86Sr)2.40 варьирует от 0.7020 до 0.7028 во всех изученных образцах, за исключением образца концентрата гранофирового агрегата, имеющего контрастно высокое отношение (87Sr/86Sr)2.40 = = 0.7044 (табл. 4, рис. 8г). Фенокристы клинопироксена из габбро-долеритов имеют заметно более радиогенный стронций (87Sr/86Sr)2.40 = 0.7028 по сравнению с клинопироксеном пикродолеритов (87Sr/86Sr)2.40 = 0.7023. На Rb–Sr изохронной диаграмме (рис. 8в) хорошую линейную зависимость (R2 = 0.9998) дают точки составов габбро-долеритов и их гранофирового агрегата, а также точки составов основной массы из пикродолеритов, что аппроксимируется линией смешения Т = = 2863 ± 130 млн лет (СКВО = 8.1), который контрастно отличается от возраста кристаллизации силлов, но сопоставим с возрастом вмещающих их гнейсов и гранитоидов (Levchenkov et al., 1995).

Изотопный состав кислорода (табл. 5) был определен для валовых проб пикродолеритов верхней закалочной зоны (обр. Са-507-1), оливиновых габброноритов подошвы (обр. Са-511-4, Са-506-2) и кварцевых долеритов из верхней части силла (обр. Са-511-1), а также в фенокристах Ol–1, клинопироксена и пироксен-плагиоклазовой основной массы из пикродолеритов (обр. Са-507-1). Значения величины δ18О в валовых пробах оливиновых габброноритов составили 5.57 и 5.70‰, в кварцевых долеритах – 6.27‰. Фенокристы Ol–1 обладают низким значением δ18О (5.26‰), сопоставимым с оливинами мантийных пород (δ18О = = 5.18 ± 0.28‰, Mattey et al., 1994). Для фенокристов клинопироксена величина δ18О (4.93‰) оказалась пониженной относительно высокотемпературного равновесия с оливином (Mattey et al., 1994). В целом величины δ18О пород и минералов показывают обратную зависимость от их Mg#.

Таблица 5.  

Изотопный состав кислорода для пород и минералов силлов Сорварангер и Лиинахамари

Номер образца Порода Минерал δ18O, ±0.1‰ (1σ)
Са-507-1 Пикродолериты   5.95
Са-507-1 Ol 5.26
Са-507-1 Cpx 4.93
Са-507-1 Cpx-Pl основная масса 6.22
Са-511-4 Оливиновые габбронориты   5.70
Са-506-2 Оливиновые габбронориты   5.57
Са-511-1 Кварцевые долериты   6.27

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Несмотря на древний возраст интрузивов (2.40 млрд лет), породы в объеме силлов хорошо сохранили первичные текстурные и минералогические особенности (см. рис. 2), что определяет возможность использования составов и структурных соотношений слагающих их минералов для определения последовательности и этапов кристаллизации расплава. Это делает палеопротерзойские (2.40 млрд лет) силлы пикродолеритов Кольско-Норвежского террейна одним из ключевых объектов для петрологических реконструкций эволюции высокомагнезиальных расплавов в ранней истории Земли.

Порфировидные структуры закалочных зон силлов указывают на поликомпонентный состав внедрявшейся магмы, содержавшей, помимо расплава, фенокристы Ol–1, Ol–2 и Cpx. Неоднородность фенокристов Ol–1, выраженная в изменении как состава Ol–1 (рис. 2–4, табл. 1, Suppl. 1), так и характера включений и состава ламелей от Ol–1–Ц к Ol–1–К (рис. 5, Suppl. 2), свидетельствует о многостадийной эволюции родоначального расплава и позволяет рассматривать Ol–1–Ц как фазу, несущую информацию о самых ранних этапах кристаллизации магмы. Сходство составов Ol–1–К и Ol–2 и присутствие в них ламелей магнетита, включения пироксена в Ol–2, близкие по составу к Cpx–Ц, могут указывать на их одновременную кристаллизацию. Это позволяет выделить минеральную ассоциацию Ol–1–К + Ol–2 + Cpx–Ц, которая кристаллизовалась на следующем этапе эволюции расплава. Cpx–К имеет состав, близкий к клинопироксенам основной массы пикродолеритов, и кристаллизовался на этапе становления силла (Ерофеева и др., 2019). Аналогичный состав имеют и клинопироксены габбро-долеритов центральных частей тел.

Таким образом, данные, полученные при изучении фенокристов высокомагнезиальных пород закалочных зон, дают возможность выделить минеральные ассоциации, кристаллизация которых происходила на разных этапах эволюции расплава: (I) Ol–1–Ц, (II) Ol–1–К + Ol–2 + Cpx–Ц, (III) Cpx–К + долеритовая основная масса. Это, в совокупности с изотопно-геохимическими исследованиями минералов основной массы и валовых проб, позволяет определить условия кристаллизации, оценить соотношения процессов кристаллизации фенокристов и коровой контаминации расплава и провести реконструкцию отдельных этапов эволюции магм при их подъеме от мантийного источника до уровня становления силлов в верхней коре.

Ранняя эволюция родоначального расплава

Информация о ранних этапах эволюции родоначальных расплавов, сформировавших силлы пикродолеритов, содержится в Ol–1–Ц. Его состав, присутствие диопсид-шпинелевых ламелей и твердофазных включений пироксенов, хромистой шпинели и Ti-паргасита – характеристики которые могут быть использованы для расшифровки условий кристаллизации (рис. 3, Suppl. 2).

В Ol–1–Ц высокая магнезиальность ядер, вариации содержаний Ni, Mn, Ti, локальные высокие концентрации Ca, Cr и Al, обусловленые присутствием диопсид-шпинелевых ламелей, указывают на их кристаллизацию из примитивного пикритового или коматиитового расплава (Sobolev et al., 2007). Диопсид-шпинелевые ламели, вероятно, были сформированы в результате твердофазного распада высоко-Ca и -Cr оливина (Bell et al., 1975; Field, 2008; Хисина и др., 2011; Савельева и др., 2016). Высокие концентрации Ca (>0.2 мас. %), Al (>0.04 мас. %) и Cr (>0.1 мас. %) являются характерной чертой оливиновых фенокристов с Mg# > 90 пикритовых и коматиитовых расплавов (De Hoog et al., 2010; Asafov et al., 2018), но не типичны для оливина мантийных перидотитов.

Зерна высокомагнезиального (Mg# ~ 90) оливина с твердофазными включениями различных минералов, в том числе пироксенов и шпинели, описаны в пикритах разных тектонических обстановок (Kamenetsky et al., 2006, 2007, 2017). Во всех случаях специфика составов минералов включений (например, высокие концентрации TiO2 и др.) исключает их более раннюю кристаллизацию из материнского расплава, чем оливин-хозяин. Процессы формирования системы оливин–твердофазное включение дискуссионны. В одной из моделей и оливин, и минералы включений рассматриваются как микроксенолиты мантийного субстрата, захваченные из пород рамы на пути подъема расплава к поверхности (Rohrbach et al., 2005; Gao et al. 2008). В другой модели зерна оливина-хозяина интерпретируются как фенокристы, кристаллизовавшиеся из расплава, а минералы включений как ксенокристы – реликты растворенных высокомагнезиальным расплавом ксенолитов, захваченных при контаминации из вмещающих пород и сохранившихся благодаря изоляции в магматическом оливине (Danyushevsky et al., 2004; Kamenetsky et al., 2006).

Пироксены полифазных включений в Ol–1–Ц имеют высокие концентрации Al2O3 и TiO2, что значительно отличает их от ранних Cpx–Ц, и по составу они сопоставимы с пироксенами метасоматизированных перидотитов (Coltorti et al., 2004). Включения хромистой шпинели отличаются от включений алюмохромита, содержащихся в Ol–1 с Mg# < 86. Ее характеристики, такие как низкая хромистость (Cr# = 7) и низкое содержание TiO2 (0.02 мас. %) при высокой концентрации Al2O3 (60.4 мас. %), типичны для шпинелей мантийных перидотитов (например, Nkouandou, Temdjim, 2011). Таким образом, содержащиеся в Ol–1–Ц твердофазные включения контрастно отличаются от минералов, кристаллизовавшихся из родоначального расплава, и, вероятно, являются ксеногенными, представляя собой микроксенолиты.

Согласно расчетам, выполненным с использованием термобарометров (Putirka, 2008), формирование паргасит-пироксеновых и двупироксеновых парагенезисов микроксенолитов происходило в интервале давлений 9–18 кбар. Полученные данные позволяют предположить, что на глубине не менее 30 км родоначальный расплав захватывал фрагменты вмещающих мантийных и/или нижнекоровых пород, недорастворенные реликты которых могли быть изолированы/захвачены кристаллизующимся оливином. Ранняя контаминация родоначального расплава мантийным и/или нижнекоровым субстратом, выявленная на минералогическом уровне, вероятно, фиксирует эпизод мантийного метасоматоза, предшествававший становлению силлов 2.40 млрд лет назад.

Эволюция расплава в промежуточной магматической камере

Следующий этап эволюции расплава зафиксирован минеральной ассоциацией фенокристов Ol–1–К, Ol–2 и Cpx–Ц. Расчеты, выполненные с использованием Ol-Spl геотермометра (Wan et al., 2008; Coogan et al., 2014), показывают, что температура кристаллизации Ol–1–К с Mg# 85 составляет 1290–1350°С, Ol–2 и Ol–1–К с Mg# 81–83 составляет 1241–1280°С. Кристаллизация парагенезиса Ol (Mg# 83–85) и Cpx–Ц (Mg# 81–83) происходила в широком температурном интервале, составляющем 1160–1300°С (Loucks, 1996). С использованием Сpx-барометра (Nimis, 1999) установлено, что давление при кристаллизации Cpx–Ц составляло от 4.6 до 6.5 кбар. Полученные P-T параметры отвечают среднекоровому уровню (15–20 км) заложения промежуточной магматической камеры, в которой происходила кристалилзация Ol–1–К, Ol–2 и Cpx–Ц.

С использованием ${\text{K}}_{{{\text{D}}Cpx - {\text{расплав}}}}^{{{\text{РЗЭ}}}}$ (McKenzie, O’Nions, 1990; Hart, Dunn, 1993; Pilet et al., 2011) были рассчитаны концентрации РЗЭ в модельном расплаве-1, равновесном с Cpx–Ц (рис. 9). По геохимическим особенностям модельный расплав-1 близок к пикродолеритам силлов (рис. 9).

Рис. 9.

Распределение рассеянных элементов, нормированных на примитивную мантию (РМ) по (Wedepohl, Hartmann, 1994) для: 1 – модельного составa расплава, равновесного с Cpx–Ц; 2 – модельного составa расплава, равновесного с Cpx–К; коэффициенты распределения $\left( {{\text{K}}_{{{\text{D}}Cpх - {\text{расплав}}}}^{{{\text{РЗЭ}}}}} \right)$ по (McKenzie, O’Nions, 1990; Hart, Dunn, 1993; Pilet et al., 2011); 3 – мультиэлементный спектр пикродолеритов зон закалки силлов.

Эволюция расплава в объеме силла

Заключительные стадии эволюции расплава в объеме силла зафиксированы в Cpx–К и минералах долеритовой основной массы пород. Температурный интервал кристаллизации Cpx–К с Mg# 79–81 составляет 1020–1154°С при давлении 3.7 ± 2.8 кбар (Putirka, 2008; Nimis, 1999), что в пределах погрешности расчета согласуется с оценкой давления кристаллизации клинопироксена долеритовой основной массы пикродолеритов (Р = 1.6 ± 1.4 кбар, Ерофеева и др., 2019), отвечающей уровню становления силла.

Принимая ${\text{K}}_{{\text{D}}}^{{{\text{Fe}} - {\text{Mg}}}}$ = 0.27 ± 0.03 (Putirka, 2008), Сpx–К пикродолеритов с Mg# 70–72 мог кристаллизоваться из расплава с Mg# 40. Модельный расплав-2, равновесный с Cpx–К (рис. 9), имеет более высокие концентрации редких и редкоземельных элементов и более фракционированный спектр легких РЗЭ ([La/Sm]N = 5.28) по сравнению с пикродолеритами ([La/Sm]N = 2.53, Ерофеева и др., 2019) и модельным расплавом-1 ([La/Sm]N = 2.74) (рис. 9). Это может быть связано как с процессом кристаллизационной дифференциации в объеме силла, так и с контаминацией коровым материалом. На мультиэлементных диаграммах в Cpx–К (см. рис. 6б) хорошо выражены отрицательные аномалии Sr и Eu, которые можно объяснить его кристаллизацией одновременно с плагиоклазом.

Ламели магнетита, развитые в Ol–2 и в краевых частях фенокристов Ol–1, вероятно, являются структурами твердофазного распада, происходившего после кристаллизации фенокристов. Подобный распад связывают с высокотемпературным (T ~ 1000°С) окислением (Champness 1970; Putnis, 1979; Рябов и др., 2001).

Изотопно-геохимические данные и коровая эволюция расплава

Результаты Sm-Nd и Rb-Sr изотопных исследований позволяют выявить два эпизода контаминации коровым материалом на разных этапах эволюции расплавов, сформировавших пикродолеритовые интрузивы.

Контаминация расплавов на уровне становления силлов, наиболее полно обоснованная и охарактеризованная полученными данными, контролировалась двумя механизмами. Первый механизм, распознаваемый на основании Sm-Nd изотопных данных, связан с контаминацией расплавов вмещающими гнейсами (рис. 10а), которая происходила при движении расплавов по пологим трещинам. В пользу такого механизма свидетельствуют полученные ранее данные о менее радиогенном первичном изотопном составе неодима в пикродолеритах и габбро-долеритах верхних частей силлов по сравнению с габброноритами их подошвы (Ерофеева и др., 2019), а также различия изотопного состава неодима в двух изученных пробах плагиоклаз-пироксеновой основной массы из пикродолеритов зоны закалки силла (рис. 8б), что может отражать неполную гомогенизацию захваченных фрагментов гнейсов. Начало этого процесса “заморожено” в пикродолеритах зоны закалки силла, где гомогенизация захваченного архейского корового материала с низкорадиогенным изотопным составом неодима не успела произойти ни в объеме закаленного расплава, ни между контаминированным при становлении силла расплавом и вынесенными с более глубоких уровней фенокристами клинопироксена (рис. 10а, табл. 4). Окончание процесса контаминации с практически полной гомогенизацией контаминанты в ходе дифференциации мафического расплава в объеме силла иллюстрирует проба габбро-долеритов, где и пироксен и гранофировый агрегат имеют очень близкие величины первичного изотопного состава Nd, а Sm–Nd минеральная изохрона дает возраст, который в пределах ошибки перекрывается с возрастом пород (рис. 8а).

Рис. 10.

Диаграммы Nd–εNd(2.40) (а) и Sr–(87Sr/86Sr)2.40 (б) для фенокристов, основной массы и валовых составов пород силла Сорварангер. Значения для ТТГ-гнейсов из неопубликованных данных авторов.

Концентрат гранофира из габбро-долеритов не отличается от остальных проб по изотопному составу неодима (рис. 10а), но имеет более радиогенный изотопный состав стронция (рис. 10б), сопоставимый с изотопным составом стронция во вмещающих ТТГ-гнейсах. Очевидно, что такая изотопно-геохимическая особенность гранофира не могла быть обеспечена валовой контаминацией архейскими гнейсами. Объяснение может быть найдено, если предположить поступление в расплав флюида, сильно обогащенного радиогенным изотопом 87Sr, который образовывался при дегидратации биотита из вмещающих гнейсов при их прогреве высокотемпературной базитовой магмой (Knesel, Davidson, 1999; Степанова и др., 2020). Радиогенный изотоп 87Sr мог накапливаться в биотите с высоким отношением 87Rb/86Sr за счет радиоактивного распада 87Rb в течение 400 млн лет, разделявших становление протолитов гнейсов (около 2.80 млрд лет, Levchenkov et al., 1995) от внедрения силлов (2.40 млрд лет, Stepanova et al., 2017; Сальникова и др., 2020). Взаимодействие такого флюида с базальтовыми расплавами, по-видимому, привело к обогащению им остаточного расплава, кристаллизовавшегося в виде гранофира, что отразилось в Rb–Sr изохронных координатах появлением линии смешения, наклон которой соответствует архейскому возрасту (рис. 8в).

Вариации величин δ18O в изученных породах могли возникнуть на уровне становления силлов за счет дифференциации расплава. Гравитационная дифференциация приводит к перераспределению фенокристов оливина и пироксена в объеме силла, основная часть которых концентрирутся в нижних частях интрузива (Ерофеева и др., 2019). Поскольку оливин и пироксен обладают минимальными величинами δ18О, валовые пробы пород в подошве силла имеют пониженные величины δ18О, по сравнению с породами кровли (табл. 5, рис. 11). Однако вариации значений величины δ18О в изученных породах могут быть описаны и в рамках контаминации веществом с более высокими содержаниями Nd и Sr и с более высоким отношением 18О/16О. На это указывают соотношения концентраций данных элементов и их изотопных характеристик с величиной δ18О в валовых пробах пород (рис. 11). Если принимать гипотезу контаминации, то необходимо допустить один из двух вариантов развития событий: (1) в исходном расплаве содержания Nd и Sr были столь малы, что уже на первых стадиях контаминации их изотопные параметры оказались близки к составу контаминанта и далее не изменялись; (2) изотопные параметры контаминанта были близки к изотопным параметрам исходного расплава. В первом варианте предполагается, что концентрации Sr и Nd в контаминирующей породе должны быть высокими (например, верхняя–средняя кора). Во втором варианте ограничений по концентрациям Sr и Nd не требуется.

Рис. 11.

Вариации концентраций Nd (а), Sr (б), значений εNd(2.40) (в) и (87Sr/86Sr)2.40 (г) в зависимости от величин δ18O в породах силлов. На диаграммы вынесены составы предполагаемого исходного расплава (коматиит) и корового контаминанта (ТТГ-гнейсы) с линией их смешения. Точки на линии указывают процент контаминанты в системе. Концентрации и изотопные характеристики Nd и Sr для коматиитов Belingwe из (Shimizu et al., 2005), для ТТГ-гнейсов – из неопубликованных данных авторов. Величина δ18O для коматиитов принята равной мантийному значению по (Mattey et al., 1994), для ТТГ-гнейсов – по аналогии с данными для тоналитовых гнейсов пояса Лимпопо (Dubinina et al., 2015).

О более раннем эпизоде контаминации мафических расплавов, который предшествовал их внедрению в верхнюю кору, можно судить по изотопно-геохимическим характеристикам фенокристов клинопироксена, локальные исследования которого показывают, что только Cpx–К равновесен с мелкими зернами Срх долеритовой основной массы пород и кристаллизовался на уровне становления силла. Таким образом, центральные части зерен клинопироксена (Cpx–Ц) несут информацию о более ранних этапах эволюции расплавов, а краевые (Cpx–К) – об этапах становления силлов. Это существенно затрудняет интерпретацию результатов изотопных исследований, которые получены по навескам клинопироксена, представляющим собой смесь пироксенов центральных и краевых частей зерен. Эти данные не позволяют получить количественную оценку Sr-Nd изотопных характеристик для разных генераций клинопироксена. Однако есть все основания предполагать, что фенокристы клинопироксена из зоны закалки претерпели минимальную перестройку изотопных систем во время становления силлов, и их величины εNd(2.40) = –1.1 и (87Sr/86Sr)2.40 = 0.7023 в значительной мере определяются вкладом коровой контаминанты в расплав до его внедрения в верхние горизонты коры. Таким образом, контаминация с изменением изотопного состава Nd и Sr могла происходить на более глубоких уровнях литосферы.

Модель эволюции высокомагнезиальных расплавов с возрастом 2.40 млрд лет

Интерпретация результатов геохимических и изотопных исследований фенокристов и их вмещающей долеритовой основной массы представлена в виде схематической модели эволюции расплавов высокомагнезиальных базитов с возрастом 2.40 млрд лет в Кольско-Норвежском террейне (рис. 12).

Рис. 12.

Модель эволюции высокомагнезиальных расплавов, формирующих интрузивы с возрастом 2.40 млрд лет в Кольско-Норвежском террейне. Римскими цифрами показаны этапы эволюции расплава. Подробнее см. в тексте (Обсуждение результатов и Выводы).

Минералого-геохимические особенности Ol‒1–Ц пикродолеритов свидетельствуют в пользу того, что родоначальный расплав имел пикритовый/коматиитовый состав и температуру выше 1350°C. В процессе подъема расплав захватывал ксенолиты верхнемантийного и/или нижнекорового вещества на глубине не менее 30 км, недорастворенные фрагменты которых были изолированы кристаллизующимся оливином (рис. 12, I). При понижении температуры в результате структурной нестабильности оливина происходил его твердофазный распад с обособлением диопсид-шпинелевых ламелей от Ol–1–Ц.

Второй этап эволюции расплава происходил в промежуточной магматической камере (рис. 12, II), сформированной в средней коре на глубине 15–20 км. Здесь в температурном интервале 1350–1170°C кристаллизовались фенокристы Ol–2, Cpx–Ц и краевые части Ol–1 (Ol–1–К).

Последующий подъем расплава на менее глубинные уровни литосферы происходил с формированием силлов (рис. 12, III; Ерофеева и др., 2019) на глубине ~5 км при более низких температурах (~1000–1154°C). Этот этап эволюции сопровождался контаминацией ТТГ-гнейсами при подъеме расплавов и заполнении ими пологих верхнекоровых магматических камер, и также флюидом, образовавшимся за счет дегидратации биотита вмещающих пород. Определяющим механизмом в эволюции внедрившегося расплава на уровне становления силла являлась внутрикамерная гравитационная дифференциация, отразившаяся в формировании кумулятивных оливиновых габброноритов в подошве и габбро-долеритов в кровле силла (Ерофеева и др., 2019).

ВЫВОДЫ

На основе новых геохимических и изотопных данных по Sr, Nd и δ18О в минералах и валовых составах пород проведены петрогенетические реконструкции эволюции расплавов, сформировавших маломощные (до 30 м) силлы с возрастом 2.40 млрд лет в северной части Фенноскандинавского щита (Кольско-Норвежский террейн, районы Лиинахамари и Сорварангер).

Оценка состава родоначального расплава и условий начальных этапов его кристаллизации основана на минералого-геохимических характеристиках высокомагнезиальных фенокристов Ol–1. Высокая концентрация Ni (от 2845 до 3419 г/т), стабильное Ni/Mg отношение и низкие концентрации Ti, Mn, Co в ядрах Ol–1–Ц указывают на его кристаллизацию из примитивного пикритового/коматиитового расплава. В пользу этого также свидетельствуют высокие концентрации CaO и Cr2O3 в Ol–1–Ц, типичные для оливинов пикритов и коматиитов (De Hoog et al., 2010; Asafov et al., 2018), что фиксируется по мелким диопсид-шпинелевым ламелям, возникшим в результате структурной нестабильности оливина.

Полифазные кристаллические включения высокотитанистых и высокоглиноземистых пироксенов, Ti-паргасита и хромистой шпинели, локализованные в Ol–1–Ц, контрастно отличаются от фенокристов Cpx и минералов основной массы пикродолеритов и могут рассматриваться в качестве недорастворенных фрагментов ксенолитов, которые захватывались высокотемпературным пикритовым расплавом при подъеме. Рассчитанное давление кристаллизации пироксенов включений отвечает глубинам более 30 км.

Второй этап кристаллизации фенокристовой ассоциации происходил в условиях средней коры на глубине 15–20 км в температурном интервале 1160–1350°C. Из расплава, ранее претерпевшего фракционную кристаллизацию Ol–1–Ц, происходила кристаллизация Ol–1–К, Ol–2 и Cpx–Ц.

На уровне становления силла, на глубине около 5 км, определяющим механизмом в эволюции внедрившегося расплава являлась внутрикамерная гравитационная дифференциация с осаждением фенокристов оливина и пироксена и формированием кумулятивных оливиновых габброноритов в нижней части силла и габбро-долеритов в верхней его части (Ерофеева и др., 2019). Коровая контаминация на уровне становления силла обеспечивалась двумя процессами, связанными с контаминацией при подъеме расплавов и заполнении ими пологих верхнекоровых магматических камер и обогащением системы флюидом, образовавшимся при распаде биотита во вмещающих ТТГ-гнейсах.

Благодарности. Авторы признательны А.В. Каргину, Я.В. Бычковой и О.А. Агеевой за обсуждение материала на разных этапах исследований. Доброжелательная и конструктивная критика А.В. Гирниса значительно улучшила статью. Дискуссии с А.А. Носовой на этапе подготовки рукописи, ее замечания и рекомендации внесли важный вклад в настоящую работу.

Источники финансирования. Исследования выполнены при поддержке РНФ, проект № 16-17-10260-П. Изучение изотопного состава кислорода выполнено в рамках проекта РНФ № 18-17-00126.

Список литературы

  1. Арзамасцев А.А., Федотов Ж.А., Арзамасцева Л.В. Дайковый магматизм северо-восточной части Балтийского щита. М.: Наука, 2009. 379 с.

  2. Ерофеева К.Г., Степанова А.В., Самсонов А.В. и др. Базитовые дайки и силлы палеопротерозойского возраста (2400 млн лет) на севере Фенноскандии: петрология и коровая эволюция // Петрология. 2019. Т. 27. № 1. С. 19–46.

  3. Карандашев В.К., Туранов А.Н., Орлова Т.А. и др. Использование метода масс-спектрометрии с индуктивно-связанной плазмой в элементном анализе объектов окружающей среды // Заводская лаборатория. Диагностика материалов. 2007. В. 73. С. 12–22.

  4. Каргин А.В., Носова А.А., Ларионова Ю.О. и др. Мезо-протерозойские оранжеиты (кимберлиты II) Западной Карелии: минералогические, геохимические и Nd-Sr изотопно-геохимические особенности // Петрология. 2014. Т. 22. № 2. С. 171–207.

  5. Ларионова Ю.О., Самсонов А.В., Шатагин К.Н. Источники архейских санукитоидов Карельского кратона: Nd и Sr изотопно-геохимические данные // Петрология. 2007. Т. 15. № 6. С. 590–612.

  6. Морозов Ю.А., Галыбин А.Н., Мухамедиев Ш.А. и др. Тектонический и геомеханический контроль размещения даек и силлоподобных тел в северо-западной части Кольского полуострова // Геотектоника. 2017. № 3. С. 28–60.

  7. Ранний докембрий Балтийского щита // Под ред. В.А. Глебовицкого. С-Пб.: Наука, 2005. 711 с.

  8. Рябов В.В., Шевко А.Я., Гора М.П. Магматические образования Норильского района. Т. 1. Петрология траппов. Новосибирск: Нонпарель, 2001. 408 с.

  9. Савельева Г.Н., Батанова В.Г., Соболев А.В. Твердофазовый распад пироксен-хромшпинель в мантийных лерцолитах офиолитового массива Сыумкеу на Полярном Урале // Геология и геофизика. 2016. Т. 57. № 10. С. 1808–1827.

  10. Сазонова Л.В., Носова А.А., Каргин А.В. и др. Оливин кимберлитов трубок Пионерская и им. В. Гриба (Архангельская алмазоносная провинция): типы, состав, происхождение // Петрология. 2015. Т. 23. № 3. С. 251–284.

  11. Сальникова Е.Б., Самсонов А.В., Степанова А.В. и др. Фрагменты палеопротерозойских крупных магматических провинций в Северной Фенноскандии: U-Pb датирование бадделеита из мафических даек и силлов // Докл. АН. 2020. Т. 491. № 2. С. 46–50.

  12. Степанов В.С., Степанова А.В., Егорова С.В. Процессы кристаллизации в дайках палеопротерозойских габброноритов в Карельском кратоне на примере района оз. Кундозеро // Геология и полезные ископаемые Карелии. 2013. В. 16. С. 64–75.

  13. Степанова А.В., Сальникова Е.Б., Самсонов А.В. и др. Дайки долеритов 2404 млн лет на Карельском кратоне – фрагмент палеопротерозойской крупной магматической провинции // Докл. АН. 2017. Т. 472. № 2. С. 185–191.

  14. Степанова А.В., Самсонов А.В., Ларионова Ю.О. и др. Палеопротерозойские (1860 млн лет) мафические силлы I-типа в Мурманском кратоне, Северо-Восточная Фенноскандия: петрология и тектоника внутриплитного магматизма в период сборки суперконтинента Нуна // Петрология. 2020. Т. 28. № 3. С. 227–354.

  15. Хисина Н.Р., Вирт Р., Назаров М.А. Ламелярные пироксен-шпинелевые симплекиты в лунном оливине из реголита АЛС “ЛУНа-24” // Геохимия. 2011. № 5. С. 473–482.

  16. Asafov E.V., Sobolev A.V., Gurenko A.A. et al. Belingwe komatiites (2.7 Ga) originate from a plume with moderate water content, as inferred from inclusions in olivine // Chemical Geology. 2018. V. 478. P. 39–59.

  17. Batanova V.G., Sobolev A.V., Kuzmin D.V. Trace element analysis of olivine: High precision analytical method for JEOL JXA-8230 electron probe microanalyser // Chemical Geology. 2015. V. 419. P. 149–157.

  18. Bell P.M., Mao H.K., Roedder E., Weiblen P.W. The problem of the origin of symplectites in olivine-bearing lunar rocks // Proc. Lunar Sci. Conf. 6th. 1975. P. 231–248.

  19. Champness P.E. Nucleation and growth of iron oxides in olivine (Mg, Fe)2SiO4 // Mineralogical Magazine. 1970. V. 37. P. 790–800.

  20. Choi M., Fiorentini M., Giuliani A. et al. Subduction-related petrogenesis of late Archean calc-alkaline lamprophyres in the Yilgarn craton (Western Australia) // Precam. Res. 2020. V. 338 (in press).

  21. Coltorti M., Beccaluva L., Bonadiman C. et al. Amphibole genesis via metasomatic reaction with clinopyroxene in mantle xenoliths from Victoria Land, Antarctica // Lithos. 2004. V. 75. P. 115–139.

  22. Coogan L.A., Saunders A.D., Wilson R.N. Aluminum-in-olivine thermometry of primitive basalts: Evidence of an anomalously hot mantle source for large igneous provinces // Chemi-cal Geology. 2014. V. 368. P. 1–10.

  23. Danyushevsky L.V., Leslie R.A.J., Crawford A.J., Durance P. Melt inclusions in primitive olivine phenocrysts: the role of localized reaction processes in the origin of anomalous compositions // J. Petrol. 2004. V. 45. P. 2531–2553.

  24. De Hoog J.C.M., Gall L., Cornell D.H. Trace-element geochemistry of mantle olivine and application to mantle petrogenesis and geothermobarometry // Chemical Geology. 2010. V. 270. № 1–4. P. 196–215.

  25. Dobrzhinetskaya L.F., Nordgulen O., Vetrin V.R. et al. Correlation of the Archaean rocks between the Sorvaranger area, Norway, and the Kola Peninsula, Russia (Baltic Shield) // Nor. Geol. Unders. Spec. Publ. 1995. V. 7. P. 7–27.

  26. Dubinina E.O., Aranovich L.Y., van Reenen D.D. et al. Involvement of fluids in the metamorphic processes within differentzones of the Southern Marginal Zone of the Limpopo complex, South Africa: an oxygen isotope perspective // Precam. Res. 2015. V. 256. P. 48–61.

  27. Field S.W. Diffusion, discontinuous precipitation, metamorphism, and metasomatism: The complex history of South African upper-mantle symplectites // Amer. Mine-ral. 2008. V. 93. P. 618–631.

  28. Gao S., Rudnick R.L., Xu W.L. et al. Recycling deep cratonic lithosphere and generation of intraplate magmatism in the North China craton // Earth. Planet. Sci. Lett. 2008. V. 270. P. 41–53.

  29. Hart S.R., Dunn T. Experimental cpx/melt partitioning of 24 trace elements // Contrib. Mineral. Petrol. 1993. № 113. P. 1–8.

  30. Herzberg C. Identification of source lithology in the Hawaiian and Canary Islands: implications for origins // J. Petrol. 2011. V. 52. P. 113–146.

  31. Hölttä P., Balagansky V., Garde A. et al. Archean of Greenland and Fennoscandia // Episodes. 2008. V. 31. P. 13–19.

  32. Jochum K.P., Weis U., Stoll B. et al. Determination of refe-rence values for NIST SRM 610–617 glasses following ISO guidelines // Geostand. Geoanalyt. Res. 2011. V. 35. № 4. P. 397.

  33. Kamenetsky V.S., Elburg M., Arculus R.J., Thomas R. Phenocrystic origin of low-Ca olivines in subduction-related magmas: implications for magma petrogenesis // Chemical Geology. 2006. V. 233. P. 346–357.

  34. Kamenetsky V.S., Gurenko A.A. Cryptic crustal contamination of MORB primitive melts recorded in olivine-hosted glass and mineral inclusions // Contrib. Mineral. Petrol. 2007. V. 153. P. 465–481.

  35. Kamenetsky V.S., Maas R., Kamenetskya M.B. et al. Multiple mantle sources of continental magmatism: insights from “high-Ti” picrites of Karoo and other large igneous pro-vinces // Chemical Geology. 2017. V. 455. P. 22–31.

  36. Kepezhinskas P.K., Eriksen G.M.D., Kepezhinskas N.P. Geochemistry of ultramafic to mafic rocks in the Norwegian Lapland: Inferences on mantle sources and implications for diamond exploration // Earth Sci. Res. 2016. V. 5. P. 148–157.

  37. Kil Y., Shin H., Oh H., Kim J. et al. In-situ trace element analysis of clinopyroxene on thin section by using LA-ICP-MS // Geosci. J. 2011. V. 15. № 2. P. 177–183.

  38. Knesel K.M., Davidson J.P. Sr isotope systematics during melt generation by intrusion of basalt into continental crust // Contrib. Mineral. Petrol. 1999. V. 136. P. 285–295.

  39. Kullerud K., Skjerlie K.P., Corfu F. et al. The 2.40 Ga Ringvassøy mafic dykes, West Troms Basement Complex, Norway: the concluding act of early Paleoproterozoic continental breakup // Precam. Res. 2006. V. 150. P. 183–200.

  40. Levchenkov O.A., Levsky L.K., Nordgulen O. et al. U-Pb zircon ages from Sorvaranger, Norway, and the western part of the Kola Peninsula, Russia // Nor. Geol. Unders. Spec. Publ. 1995. V. 7. P. 29–47.

  41. Loucks R.R. A precise olivine-augite Mg-Fe exchange geothermometer // Contrib. Mineral. Petrol. 1996. V. 125. № 2–3. P. 140–150.

  42. Longerich H.P., Jackson S.E., Günther D. Laser ablation inductively coupled plasma mass spectrometric transient signal data acquisition and analyte concentration calculation // J. Anal. At. Spectrom. 1996. V. 11. P. 899–904.

  43. Mattey D., Lowry D., Macpherson C. Oxygen isotope composition of mantle peridotite // Earth Planet. Sci. Lett. 1994. V. 128. P. 231–241.

  44. McKenzie D., O’Nions R.K. Partial melt distributions from inversion of rare Earth element concentrations // J. Petrol. 1991. V. 32. P. 1021–1091.

  45. Morimoto N., Fabriès J., Ferguson A.K. et al. Nomenclature of pyroxenes // Amer. Mineral. 1988. V. 73. P. 1123–1133.

  46. Nimis P. Clinopyroxene geobarometry of magmatic rocks. Part 2. Structural geobarometers for basic to acid, tholeiitic and mildly alkaline magmatic systems // Contrib. Mineral. Petrol. 1999. V. 135. P. 62–74.

  47. Nkouandou O.F., Temdjim R. Petrology of spinel lherzolite xenoliths and host basaltic lava from Ngao Voglar volcano, Adamawa Massif (Cameroon Volcanic Line, West Africa): equilibrium conditions and mantle characteristics // J. Geosci. 2011. V. 56. P. 375–387.

  48. Paton C., Hellstrom J., Paul B. et al. Iolite: Freeware for the visualisation and processing of mass spectrometric data // J. Anal. At. Spectrom. 2011. V. 26. P. 2508–2518.

  49. Pilet S., Baker M.B., Müntener O., Stolper E.M. Monte Carlo simulations of metasomatic enrichment in the lithosphere and implications for the source of alkaline basalts // J. Petrol. 2011. V. 52. P. 1415–1442.

  50. Puchtel I.S., Touboul M., Blichert-Toft J. et al. Lithophile and siderophile element systematics of Earth’s mantle at the Archean-Proterozoic boundary: Evidence from 2.4 Ga komatiites // Geochim. Cosmochim. Acta. 2016. V. 180. P. 227–255.

  51. Putirka K. Thermometers and barometers for volcanic systems // Rev. Mineral. Geochem. 2008. V. 69. P. 61–120.

  52. Putnis A. Electron petrography of high-temperature oxidation in olivine from the Rhum layered Intrusion // Mine-ralogical Magazine. 1979. V. 43. P. 293–296.

  53. Rohrbach A., Schuth S., Ballhaus C. et al. Petrological constraints on the origin of arc picrites, New Georgia Group, Solomon Islands // Contrib. Mineral. Petrol. 2005. V. 149. P. 685–698.

  54. Sharp Z.D. A laser-based microanalytical method for the in situ determination of oxygen isotope ratios in silicates and oxides // Geochim. Cosmochim. Acta. 1990. V. 54. P. 1353–1357.

  55. Shimizu K., Nakamura E., Maruyama S. The Geochemistry of ultramafic to mafic volcanics from the Belingwe greenstone belt, Zimbabwe: magmatism in an Archean continental large igneous province // J. Petrol. 2005. V. 46. P. 2367–2394.

  56. Søager N., Portnyagin M., Hoernle K. et al. Olivine major and trace element compositions in Southern Payenia basalts, Argentina: evidence for pyroxenite–peridotite melt mixing in a back-arc setting // J. Petrol. 2015. V. 56. P. 1495–1518.

  57. Sobolev A.V., Hofmann A.W., Kuzmin D.V. et al. The amount of recycled crust in sources of mantle-derived melts // Science. 2007. V. 316. № 5823. P. 412–417.

  58. Stepanova A.V., Samsonov A.V., Salnikova E.B. et al. Fragments of Paleoproterozoic LIPs in Kola-Murmansk and Karelian provinces, Fennoscandia: markers for time span of Lapland-Kola Ocean // Abstract for the Goldschmidt conference, Paris, France. URL: https://goldschmidt.info/2017/abstracts/abstractView?id=2017003158. 2017.

  59. Thirlwall M.F. Long-term reproducibility of multicollector Sr and Nd isotope ratio analysis // Chemical Geology. 1991. V. 94. № 2. P.85–104.

  60. Wan Z., Coogan L.A., Canil D. Experimental calibration of aluminum partitioning between olivine and spinel as a geothermometer // Amer. Mineral. 2008. V. 93. P. 1142–1147.

  61. Wedepohl K.H., Hartmann G. The composition of the primitive upper earth’s mantle // Ed. H.O.A. Meyer and O.H. Leonardos. Kimberlites, related rocks and mantle xenoliths. Companhia de Pesquisa de Recursos Minerais. Rio de Janeiro. 1994. № 1. P. 486–495.

Дополнительные материалы

скачать ESM_1.xlsx
Supplementary 1. Таблица. Составы (EPMA) оливиновых фенокристов из высокомагнезиальных пород пикродолеритовых силлов палеопротерозойского (2400 млн лет) возраста
 
 
скачать ESM_2.docx
Supplementary 2. Составы минералов включений в оливиновых фенокристах (Ol–1)
 
 
скачать ESM_3.xlsx
Supplementary 3. Таблица. Содержания РЗЭ в фенокристах клинопироксена из пикродолеритов силла (обр. Са-507-1)

Инструменты

следующая статья выпуска предыдущая статья выпуска содержание выпуска

Петрология

Архивы выпусков Информация о журнале Отправить рукопись в журнал