1. На главную
  2. Электронные версии
  3. Петрология
  4. T. 29, № 6, 2021

Петрология, 2021, T. 29, № 6, стр. 636-655

Источники и эволюция флюидной фазы карбонатитов Гулинского массива (Западная Сибирь): обобщение данных по изотопному составу He, Ne, Ar, N2, CO2 и H2O, полученных методом ступенчатого дробления

А. И. Буйкин a, *, J. Hopp b, А. Б. Верховский c, Л. Н. Когарко a, M. Trieloff b

a Институт геохимии и аналитической химии им. В.И. Вернадского РАН
Москва, Россия

b Klaus-Tschira-Labor für Kosmochemie, Institut für Geowissenschaften der Universität Heidelberg
Heidelberg, Germany

c The Open University
Milton Keynes, United Kingdom

* E-mail: bouikine@mail.ru

Поступила в редакцию 30.03.2021
После доработки 10.05.2021
Принята к публикации 15.05.2021

Полный текст (PDF)

Аннотация

Представлено обобщение данных по изотопному составу и элементным соотношениям благородных газов, азота, углерода и водорода в разных генерациях карбонатитов Гулинского массива (Западная Сибирь), полученных методом ступенчатого дробления. Согласно рассмотренным данным, первичным источником флюидной фазы карбонатитов Гулинского массива была субконтинентальная литосферная мантия (СКЛМ). Оценка отношения 40Ar/36Ar в его мантийном источнике (~5400) аналогична значению, полученному для Кольского мантийного плюма (5000 ± 1000; Marty et al., 1998). Одним из объяснений полученного низкого значения отношения 40Ar/36Ar в мантийном источнике с характерными для СКЛМ гелием (4Не/3Не ~ 120 000) и неоном (21Nе/22Nемантия ~ 0.7) может быть попадание атмосферного аргона в локальный мантийный источник, что подтверждается Ar-Ne систематикой, а также данными по изотопному составу водорода. Ранние карбонатиты существенно отличаются от более поздних по концентрациям высоколетучих компонентов, а также по изотопному составу углерода (CO2), аргона и водорода (H2O). Показано, что мантийный компонент преобладал во флюиде на ранних стадиях формирования карбонатных пород Гулинского массива, в то время как на поздних стадиях появляется дополнительный флюидный источник, привносящий аргон и неон атмосферного типа и изотопно-тяжелый углерод. Аргон-неон-водородная изотопная систематика предполагает, что наиболее вероятным источником этих поздних флюидов были высокотемпературные палеометеорные воды. Отсутствие плюмовой метки гелия и неона может быть объяснено тем, что Гулинские карбонатиты были образованы на затухающей стадии плюмового магматизма с существенным вкладом компонентов СКЛМ.

Ключевые слова: благородные газы, азот, главные летучие, флюидные включения, карбонатиты, Гулинский массив, ступенчатое дробление

ВВЕДЕНИЕ

Информация о флюидном режиме мантии Земли является важной частью наших знаний о структуре, составе и эволюции этого глобального резервуара. Щелочно-ультраосновные комплексы с карбонатитами – одни из самых глубинных образований на Земле. Роль мантии в генезисе карбонатитов хорошо известна. Однако уникального мантийного резервуара, который можно связать с карбонатитами, не существует. Более того, источник углерода в карбонатитах до сих пор остается предметом дискуссий, и все более популярными становятся модели, использующие рециклированный углерод земной коры (например, Ray et al., 1999, 2009; Hoernle et al., 2002; Walter et al., 2008). Знание об источниках флюида и его эволюции во время образования карбонатитов позволяет проследить механизмы взаимодействий мантия–кора–гидросфера и выявить вклад этих резервуаров в процесс образования карбонатитов.

Изотопные данные дают важную информацию о генезисе геологических объектов. В частности, при определении источника флюидов наиболее информативными являются изотопные данные по таким летучим элементам, как благородные газы, азот, CO2, H2O. Среди этих компонентов благородные газы играют основную роль благодаря их химической инертности, высокой летучести и широкому диапазону масс, что приводит к их различному поведению в физических процессах, таких как растворимость, диффузия, сорбция и т.д. (Ozima, Podosek, 2002). Способность благородных газов характеризовать мантийные домены с различной историей дегазации сделала их важными инструментами для исследования мантийной геодинамики (например, Zindler, Hart, 1986; Porcelli, Wasserburg 1995; Trieloff et al., 2005; Tolstikhin et al., 2006). Кроме того, в работе (Trull et al., 1993) было показано, что углерод и гелий коррелируют в ультраосновных ксенолитах некоторых океанических горячих точек, что предполагает для них общее геохимическое поведение во время миграции флюидов в мантии. Позже Т. Сасада с соавторами (Sasada et al., 1997) распространили эту идею на все благородные газы и их сочли хорошими индикаторами углерода в мантии.

Данные по благородным газам в карбонатитах все еще редки, и мантийные резервуары, которые могут быть источниками карбонатитовых магм, все еще предстоит выявить. Так, для того чтобы объяснить изотопные метки благородных газов в некоторых карбонатитовых объектах на Кольском полуострове, островах Зеленого мыса, в Бразилии и Канаде (Marty et al., 1998; Tolstikhin et al., 2002; Mata et al., 2010), было необходимо привлекать глубинные мантийные плюмы, тогда как, например, для индийских карбонатитов авторы нескольких работ (Basu, Murty, 2006, 2015; Murty et al., 2007) указывали на важную роль субконтинентальной литосферной мантии и на вклад компонентов благородных газов из рециклированной коры. Однако позже это утверждение было оспорено на основании новых данных и для некоторых индийских карбонатитов, которые убедительно свидетельствуют о вкладе компонента деканского мантийного плюма (Hopp, Viladkar, 2018). Для карбонатитов единственного действующего карбонатитового вулкана Олдойнио Ленгаи (Танзания) в нескольких работах (Javoy et al., 1989; Allegre et al., 1995; Fisсher et al., 2009) было продемонстрировано, что летучие компоненты этого вулкана образованы из источника типа MORB.

Во всем мире наблюдается тесная связь между щелочным магматизмом и континентальными трапповыми базальтами. Тем не менее проблема генетической связи между сибирскими трапповыми базальтами и щелочно-ультраосновными породами Маймеча-Котуйской провинции в Полярной Сибири, в частности для Гулинского массива, все еще остается дискуссионной. Чтобы лучше понять источники и эволюцию флюидной фазы во время формирования карбонатитов Гулинского комплекса, мы изучили мономинеральные фракции, отобранные из карбонатитов, образованных на разных стадиях формирования массива. В настоящей работе, в дополнение к ранее опубликованным результатам по гелию и неону (Буйкин и др., 2017), мы представляем более широкий набор данных по изотопному и элементному составу благородных газов, в частности Ar, а также азота, CO2 и H2O (последние частично обсуждались в работе (Буйкин и др., 2016а)) в карбонатитах Гулинского массива (Маймеча-Котуйская магматическая провинция, Западная Сибирь), полученных с применением метода ступенчатого дробления. Этот метод, в отличие от термодекрипитации, позволяет эффективно выделять газы преимущественно из флюидных/газовых включений, не смешивая их с теми же газовыми компонентами, но находящимися в химически связанном виде в решетке минералов.

ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ ПОЛОЖЕНИЕ И ОПИСАНИЕ ОБРАЗЦОВ

Маймеча-Котуйская ультраосновная щелочная магматическая провинция является одной из крупнейших в мире, простирается на площади 70 000 км2 в северо-восточной части Сибирской трапповой вулканической провинции и охватывает западный склон Анабарского щита от границы Сибирской платформы на севере до верховий р. Котуй на юге. В Маймеча-Котуйской провинции широко развиты экструзивные вулканические породы. Провинция включает 30 интрузий и многочисленные дайки. Гулинский массив является крупнейшим щелочно-ультраосновным интрузивно-вулканическим комплексом в мире и занимает территорию между реками Маймеча и Котуй на границе Сибирской платформы с Хатангским прогибом (рис. 1). Он примерно овальной формы с длиной оси 3545 км и имеет площадь 2000 км2 (Егоров, 1991; Васильев и др., 2017), которая на две трети перекрыта четвертичными отложениями. Геофизические данные указывают на почти вертикальные контакты с окружающими породами и, следовательно, на штокообразную форму интрузивных тел (Kogarko et al., 1995). Вмещающие породы представлены вулканитами и включают обширную область, занятую меймечитами. Помимо вулканитов, Гулинский плутон также прорывает несколько десятков километров гранито-гнейсового фундамента и верхнедокембрийского терригенно-карбонатного осадочного чехла. Массив Гули, как и многие другие щелочно-ультраосновные интрузии, представляет собой сложный многостадийный плутон (см. табл. 1). Сложная полифазная эволюция массива началась с образования ультраосновных пород (дуниты, косьвиты) и закончилась формированием серий жил и штоков пород фоскоритовой и карбонатитовой групп (Егоров, 1991; табл. 1). По времени формирования позднюю серию пород можно разделить на четыре стадии: фоскориты, кальцитовые карбонатиты 1-й стадии, кальцитовые карбонатиты 2-й стадии и поздние доломитовые карбонатиты (Егоров, 1991). По мнению многих геологов (Васильев и др., 2017; Егоров, 1991; Fedorenko et al., 1997; Kamo et al., 2003), Маймеча-Котуйская провинция образовалась одновременно с Сибирским суперплюмом (и представляет собой его часть), который является наиболее масштабным и эксплозивным континентальным вулканическим событием на Земле в фанерозойское время, вызвавшим массовое вымирание на границе перми и триаса.

Рис. 1.

Упрощенная геологическая карта Гулинского массива, по (Kogarko, Zartman, 2011). 1 – мезозойские породы; 2 – карбонатитовый комплекс; 3 – мелилитсодержащие породы; 4 – меймечиты; 5 – сиениты, кварцевые сиениты, нефелиновые сиениты, шонкиниты, гранитные дайки; 6 – ийолиты, мельтейгиты и якупирангиты; 7 – меланефелиниты, нефелиновые пикриты и биотит-пироксеновые пикриты; 8 – косьвиты; 9а – дуниты и 9б – измененные дуниты.

Таблица 1.

Основные интрузивные стадии, подстадии и типы пород Гулинского массива (Егоров, 1991)

Интрузивная стадия Подстадия Тип породы
Первая Первая Дуниты
Вторая Ti-Fe-рудные пироксениты (косьвиты), порфиритовые оливиновые пироксениты и перидотиты
Вторая   Мелилитовые породы
Третья Первая Мельтейгиты, малиньиты, шонкиниты
Вторая Меланефелиниты, оливиновые меланефилиниты, нефелиновые пикриты, биотит-пироксеновые пикриты
Третья Якупирангиты и мельтейгиты
Четвертая   Йолиты и йолитовые пегматиты
Пятая Первая Агпаитовые сиениты, нефелиновые сиениты, кварцевые сиениты
Вторая Микрошонкиниты и сольвсбергиты
Шестая Первая Фоскориты и рудные форстериты
Вторая Крупнозернистые кальцитовые карбонатиты
Третья Мелкозернистые кальцитовые карбонатиты
Четвертая Доломитовые карбонатиты

Наши исследования (Kogarko, Zartman, 2011) показали, что U-Pb возраст пород Гулинского массива (250 ± 8.7 млн лет) аналогичен возрасту толеитовой вулканической толщи Сибирских траппов (251.2 ± 0.3 млн лет; Kamo et al., 1996), связанных с Cu-Ni-PGE норильскими месторождениями мирового уровня. Мантийные резервуары Сибирских трапповых базальтов и пород Гулинского массива (Kogarko et al., 1995; Малич и др., 2018) характеризуются схожими изотопными метками твердофазных изотопных систем (Rb-Sr, Sm-Nd, U-Th-Pb, Lu-Hf, Re-Os).

Нами были изучены образцы, представляющие все стадии формирования карбонатитов.

Фоскоритовая стадия

Образец Guli85-134 отобран из скважины (гл. 6 м) на южном карбонатитовом штоке. Этот образец представляет самую раннюю интрузивную стадию формирования карбонатитов и состоит из кальцита (40–50%), апатита (до 35–40%), магнетита (до 5%), оливина (5–10%) и флогопита (~10%).

Кальцитовые карбонатиты 1-й фазы

Образец Guli85-107 отобран из карьера (глубина ∼1–2 м) на северном карбонатитовом штоке. Это свежий образец, состоящий преимущественно из крупнозернистого кальцита (размерами до нескольких см) и апатита (до 10–15%), с примесью магнетита и слюды. Образец GuliGH-4 – кальцит-магнетит флогопитовый карбонатит с апатитом; отобран из северной части южного карбонатитового штока.

Кальцитовые карбонатиты 2-й фазы

Образец Guli85-100 отобран из карьера (гл. ∼1 м) на северном карбонатитовом штоке из дайки, которая прорывает породы 1-й фазы; состоит в основном из мелко- и среднезернистого кальцита; акцессорные минералы представлены апатитом и магнетитом.

Образец Guli85-125 – минерализованный карбонатит из карьера на южном карбонатитовом штоке, состоящий из мелкозернистого и среднезернистого кальцита, с примесью апатита и пирохлора (до 5%).

Доломитовые карбонатиты

Образцы GuliGH-9 и Guli85-126 (из карьера, гл. ∼0.5 м), Guli85-119 и Guli85-111 отобраны из южного карбонатитового штока. Это неравномернозернистые почти мономинеральные породы – от мелкозернистых до крупнозернистых. В некоторых из них можно обнаружить акцессорный апатит, пирохлор и хатчеттолит.

Ультраосновная порода

Косьвит, обр. Guli85-151, отобран с поверхности продолговатого тела длиной 20–30 м. Эта крупнозернистая порода состоит из клинопироксена (85%), оливина, титано-магнетита, шпинели и апатита.

МЕТОДЫ АНАЛИЗА

Мономинеральные фракции (кальцит, доломит, магнетит, пироксен) были отобраны под бинокуляром и промыты в этаноле в ультразвуковой ванне с целью удаления возможного поверхностного загрязнения и затем помещены на 2–3 ч в сушильный шкаф. После этого образцы были загружены в трубки дробления, которые в свою очередь были подсоединены к вакуумной системе. Систему откачивали на высокий вакуум (10–8 torr) при прогреве до 120°С в течение одного-двух дней для удаления поверхностно-сорбированных газов. Экстракция газов из образцов проводилась методом ступенчатого дробления.

Изотопный анализ Ar, N2, CO2 и определение содержаний He

Анализы проводились в Открытом Университете (Милтон Кинс, Объединенное Королевство) с использованием комплекса Finesse (Verchovsky et al., 2002), состоящего из трех масс-спектрометров, работающих в статическом режиме: двух магнитных, применяемых для изотопного анализа Ar, N2 и CO2, и квадрупольного, применяемого для определения содержания He. Трубка дробления подсоединялась к вакуумной системе комплекса, выделенные на каждой ступени дробления газы разделяли и очищали криогенным методом, после чего их напускали в камеру соответствующего масс-спектрометра. Фракции Ar и He дополнительно очищались на Zr–Al геттерах. Для избавления фракции N2 от возможных интерферирующих масс (прежде всего, СО) проводилось дополнительное окисление углерода при 800°С в присутствии CuO и перевод полученного диоксида углерода на охлаждаемую при температуре –170°C ловушку (Cryotrap). Содержание углерода, выделенного из образца в виде CO2, определялось с помощью измерения давления на высокоточном баратроне (емкостном манометре). Важно подчеркнуть, что He, C, N и Ar анализировались из единой порции газов, выделенных из образца. Бланки (холостой опыт) составляли 0.6 × 10–8 cм3 STP (стандартные температура и давление), 4 нг, 0.5–3.7 × 10–8 cм3 STP, и 1.3–7.6 нг для He, C, Ar и N соответственно (бланки для Ar и N зависели от длительности экстракции). Более подробно методика описана в работе (Верховский и др., 2017).

Изотопный анализ углерода в CO2 и водорода воды

Изучение изотопного состава углерода в CO2 и водорода в H2O проводилось в ГЕОХИ РАН (Москва). Газы, выделенные на каждой ступени дробления, криогенно разделяли и помещали в стеклянную ампулу, которую затем герметично отпаивали и использовали для проведения изотопного анализа. Изотопный состав углерода и кислорода в диоксиде углерода определяли на масс-спектрометре Delta Plus (Thermo, Германия) с помощью системы концентрации пробы в микрообъеме, которая обеспечивает надежный анализ для небольших количеств газа (0.005–0.020 см3 STP). Изотопный анализ водорода в H2O, извлеченной из включений, выполнялся в режиме ConFlo с использованием специально разработанного устройства ввода микроколичеств воды (Буйкин и др., 2016б) в систему TCEA/IRMC, соединенную с масс-спектрометром Thermo Finnigan Delta Plus Advantage. Более подробно методика изложена в работе (Buikin et al., 2020).

Изотопный анализ благородных газов

Для анализа благородных газов использовался модифицированный масс-спектрометр VG 3600 (Институт наук о Земле Университета г. Хайдельберг, Германия). Газы из флюидных включений выделялись механически в высоковакуумных условиях путем ступенчатого дробления с использованием дробилки с ручным приводом (Hopp et al., 2004; Buikin et al., 2005). Бланки для 4He, 20Ne и 36Ar составляли (3.2–5.6) × 10–9 см3 STP, (1.1–3.8) × 10–12 см3 STP и (0.5–4.5) × 10–12 см3 STP соответственно. Калибровка чувствительности прибора и масс-дискриминации проводилась регулярно путем измерения стандартных газов с воздушным изотопным составом неона и аргона и 4He/3He отношением, равным 40183 ± 87 (искусственная He-Ne смесь, производитель Linde AG). Для удаления поверхностно-сорбированных атмосферных благородных газов трубки с образцами предварительно прогревались до 120°C в течение 1–2 дней при одновременной откачке всей системы на высокий вакуум.

ПОЛУЧЕННЫЕ РЕЗУЛЬТАТЫ

Результаты анализа изотопного состава и концентраций благородных газов, азота, углерода и водорода представлены в табл. 2–5.

Таблица 2.

Концентрации и изотопный состав гелия, неона и аргона в мономинеральных образцах из карбонатитов и косьвита Гулинского массива (данные ступенчатого дробления)

Кумулятивное
количество
ударов 		4He, ×10–8 см3/г STP 3He, ×10–13 см3/г STP 4He/3He ± 22Ne, ×10–12 см3/г STP 21Ne/22Ne ± 20Ne/22Ne ± 36Ar, ×10–11 см3/г STP 40Ar/36Ar ± 4He/40Ar*
Guli85-151Px (1.1001 г)
50 127 41 310 740 5683 26 0.0311 0.0008 9.68 0.05 13 875 3 16.5
200 59 23 250 013 9735 5 0.0458 0.0070 9.74 0.19 15 1331 5 3.8
1600 141 94 149 420 4359 11 0.0314 0.0009 9.74 0.09 33 956 3 6.5
Сумма 327 159 205 980 4422 41 0.0330 0.0002 9.70 0.04 61 1031 2 7.2
Guli85-151Mgt (0.5000г) *
30 49 13 392 146 17 522 5 0.0341 0.0035 9.83 0.24 12 1061 18 5.2
120 29 7 421 420 35 499 2 0.0293 0.0070 8.80 0.68 8 1413 24 3.4
900 38 6 623 792 56 562 3 0.0284 0.0036 7.99 0.36 11 837 14 6.2
Сумма 116 25 455 504 20 478 10 0.0316 0.0008 9.15 0.28 31 1065 24 4.8
Guli85-134Cal (0.6245 г)
50 38 13 298 521 16 366 29 0.0326 0.0008 9.85 0.07 56 1462 2 0.6
200 51 31 165 401 20 554 12 0.0356 0.0014 10.00 0.10 16 1716 5 2.2
500 45 23 195 069 8659 6 0.0343 0.0016 9.98 0.19 13 1058 4 4.6
1400 118 77 154 329 4975 9 0.0358 0.0014 9.66 0.12 33 583 2 12.5
2800 125 68 183 503 6301 8 0.0348 0.0016 9.55 0.15 51 469 1 14.0
Сумма 378 212 178 460 4614 64 0.0341 0.0003 9.82 0.05 169 983 2 3.2
Guli85-134Cal_II (0.6058 г) *
30 27 8 322 675 21 205 35 0.0327 0.0006 10.05 0.05 55 1650 15 0.4
100 26 9 280 412 11 212 14 0.0380 0.0012 10.34 0.10 26 2775 24 0.4
350 60 22 274 059 8659 6 0.0430 0.0017 10.80 0.17 13 3664 32 1.3
1800 51 13 384 652 19 388 2 0.0477 0.0063 9.51 0.41 6 2298 20 4.5
Сумма 165 53 310 821 7077 57 0.0357 0.0003 10.18 0.05 101 2245 40 0.8
Guli 5-107Cal_II (0.5884 г) *
20 4.0 1 289 172 44 130 41 0.0313 0.0005 9.74 0.05 122 877 1 0.06
70 0.2 n.a. n.a. n.a. 20 0.0331 0.0009 9.76 0.07 64 1056 1 n.a.
300 n.a. n.a. n.a. n.a. 8 0.0328 0.0014 9.54 0.08 41 1083 1 n.a.
1200 0.5 n.a. n.a. n.a. 2 0.0384 0.0037 9.49 0.38 11 486 1 n.a.
Сумма 4.7 1 289 172 44 130 72 0.0322 0.0002 9.72 0.04 238 942 1 0.06
Guli85-100Cal (0.6361 г) *
20 13 2 569 738 58 708 69 0.0397 0.0006 9.68 0.04 149 2225 14 0.04
70 15 3 502 194 54 484 39 0.0509 0.0009 9.67 0.04 95 3554 22 0.05
280 7 1 533 789 92 156 17 0.0659 0.0011 9.84 0.08 60 4900 30 0.03
1200 2 1 180 299 28 353 3 0.0698 0.0050 10.03 0.26 19 2973 18 0.04
Сумма 36 8 480 834 31 324 128 0.0472 0.0003 9.70 0.03 322 3157 33 0.04
Guli85-126Dol (1.3345 г) *
70 1994 1718 116 061 767 136 0.0300 0.0002 9.80 0.02 345 428 1 43.5
150 840 696 120 831 1010 23 0.0312 0.0004 9.83 0.04 54 581 1 54.2
350 723 579 124 920 1016 12 0.0334 0.0009 9.94 0.06 39 693 1 46.9
1000 430 320 134 234 1187 4 0.0483 0.0017 9.82 0.13 11 830 2 73.7
2500 184 125 146 760 1676 2 0.0922 0.0040 9.12 0.23 17 496 1 52.3
Сумма 4170 3437 121 327 1548 179 0.0316 0.0001 9.80 0.02 467 480 1 48.5
GuliGH-9Dol (0.1892 г) *
30 2600 1840 141 292 1093 222 0.0294 0.0005 9.76 0.04 563 407 1 41
90 1465 1030 142 196 1265 41 0.0308 0.0010 9.90 0.11 90 578 2 58
360 955 639 149 514 1526 11 0.0346 0.0045 10.14 0.29 28 670 1 92
1200 279 153 182 550 5123 4 0.0323 0.0066 10.51 0.89 13 499 1 104
Сумма 5299 3662 144 703 3063 278 0.0299 0.0002 9.81 0.04 693 442 2 52

Примечание. Ошибка 1 σ. n.a. – не анализировалось; образцы Guli 85-134 и Guli 85-107 были проанализированы на изотопный состав гелия, неона и аргона дважды, римская II в их названии означает повторное измерение. После названия образца в скобках указана навеска. * Данные по He и Ne для этих образцов взяты из (Буйкин и др., 2017).

Таблица 3.

Концентрации и изотопный состав гелия, углерода, азота и аргона из мономинеральных образцов карбонатитов и косьвита Гулинского массива (данные ступенчатого дробления)

Кумулятивное
количество ударов 		4He, 10–8 см3/г STP C, нг N, нг 40Ar, 10–8 см3/г STP δ15N,
‰ атм. 		(±) 40Ar/36Ar (±) 4He/40Ar*
Guli85-151Px (2.9933 г)
150 19 2 35 141 –4.0 0.4 879 2 0.7
500 34 9 23 107 –6.0 0.6 962 3 1.6
1050 23 5 5 22 –8.0 0.6 2206 6 4.5
2100 66 1 2 32 –6.4 0.7 1934 5 8.9
Сумма 142 16 65 301 –5.1 0.5 1115 3 2.4
Guli85-134Cal (1.9760 г)
100 1251 3410 433 351 0.95 0.11 2442 39 4
300 1452 3069 365 324 –0.29 0.46 3930 62 5
600 1131 706 209 187 –0.21 0.19 4839 77 6
1100 682 201 63 60 1.20 0.37 5804 99 12
2100 1091 107 27 27 –0.08 0.20 4003 70 44
Сумма 5607 7494 1096 949 0.31 0.27 3680 69 6
Guli85-125Cal (2.0009 г)
70 180 533      105*         84* n.a. n.a. 376 4 6
180 139 722 56 49 0.66 0.20 783 9 5
360 134 1513 27 25 3.57 0.22 1143 14 7
900 131 1327 8 11 3.69 1.00 1350 16 15
1600 87 558 3 3 n.a. n.a. 2218 25 30
Сумма 671 4652 199 173 0.82 0.47 791 15 7
Guli85-119Dol (1.0490 г)
250 368 36 280 520 540 0.39 0.14 660 8 1
425 86 22 928 128 114 0.26 0.15 654 8 1
700 55 34 977 64 59 0.10 0.17 667 9 2
1500 50 61 891 44 33 –0.63 0.15 616 8 3
Сумма 559 156 076 756 746 0.28 0.15 657 8 1
Guli85-111Dol (1.5576 г)
50 5.9 3363 552 308 0.9 0.4 330 2 0.2
120 4.5 5823 309 150 –1.3 0.3 321 3 0.4
300 6.5 15 116 209 124 4.2 0.8 324 4 0.6
600 6.5 24 757 114 62 0.8 0.3 342 4 0.8
1100 7.8 36 179 49 34 –0.5 0.2 361 5 1.3
1800 8.3 44 926 27 112 –1.1 0.2 346 3 2.2
Сумма 39 130 164 1259 791 0.8 0.4 326 3 0.5
GuliGH-9Dol (1.8604 г)
10 979 7219 152 124 –1.8 0.3 469 7 21
250 568 4928 80 56 –7.0 0.4 398 2 39
550 491 10 642 66 44 –7.1 0.5 386 2 48
1050 165      3942** 30 65 –6.4 0.4 400 2 10
1800 68 28 845 47 30 –14.4 0.9 322 2 28
2500 21 17 231 100 43 –11.4 1.2 306 1 14
Сумма 2291 72 807 475 361 –7.0 0.7 404 3 25
Guli85-126Dol (1.0450 г)
140 1677 36 328 150 134 –0.30 0.51 521 12 29
400 389 58 779 26 21 0.45 0.20 743 17 31
900 176 70 361 12 6 –0.05 0.22 755 18 50
1900 82 109 681 12 3 –0.80 0.27 415 10 96
4000 44 179 174 16 4 –3.21 0.20 285 7 (–)
Сумма 2368 454 323 216 167 –0.44 0.28 549 13 31

Примечание. Ошибка 1 σ. n.a. – не анализировалось. После названия образца в скобках указана навеска. * Может быть скомпрометировано утечкой в вакуумной системе; ** некоторая часть CO2 была потеряна в ходе эксперимента.

Таблица 4.

Изотопный состав углерода и кислорода в CO2, выделенном методом ступенчатого дробления из образцов карбонатитов Гулинского массива

Кумулятивное
количество ударов 		CO2, cм3/г δ13C,
‰ VPDB 		δ18O,
‰ VSMOW 		Кумулятивное
количество ударов 		CO2,
cм3/г 		δ13C,
‰ VPDB 		δ18O,
‰ VSMOW
Guli 85-134Cal/2.4284 г Guli GH-9Dol/0.9667 г
120 0.004 –10.7 30.1 50 0.011 –7.2 20.1
360 0.005 –14.2 19.0 150 0.015 –10.8 15.3
720 0.006 –14.2 14.3 325 0.026 –11.1 9.0
1100 0.007 –13.8 13.4 600 0.028 –11.3 5.5
1600 0.011 –13.9 1.6 1000 0.023 –12.4 3.4
Сумма/средневзвешенное 0.033 –13.6 12.4 1600 0.032 –12.0 5.1
Guli 85-125Cal/2.0491 г 2100 0.034 –11.0 4.3
120 0.004 –15.0 10.4 2500 0.028 –10.9 4.9
420 0.007 –16.2 3.0 3000 0.043 –11.8 7.8
900 0.010 –13.0 4.3 3250 0.038 –11.3 5.8
1500 0.013 –13.7 –0.9 3750 0.038 –11.3 4.6
Сумма/средневзвешенное 0.033 –14.2 2.8 4000 0.034 –11.4 6.2
Guli GH-4Cal/1.8020 г 4250 0.028 –11.6 4.7
250 0.009 –17.1 9.1 4750 0.030 –11.6 2.8
500 0.013 –16.6 3.0 5000 0.030 –11.8 2.8
750 0.010 –16.1 –0.4 Сумма/средневзвешенное 0.438 –11.4 6.0
1000 0.013 –15.1 0.7 Guli 85-111Dol/0.8489 г
1250 0.008 –16.6 –1.7 70 0.012 –8.6 20.7
Сумма/средневзвешенное 0.053 –16.2 2.1 150 0.019 –8.8 18.7
Guli 85-107Сal/1.7431 г 300 0.034 –3.4 27.2
120 0.005 –9.7 22.8 600 0.040 –10.2 12.5
360 0.007 –15.7 7.0 1100 0.047 –10.0 10.9
540 0.014 –13.2 6.7 1800 0.047 –10.6 10.2
900 0.010 –15.9 0.0 2300 0.032 –11.4 8.6
1400 0.016 –15.3 0.9 2800 0.041 –10.4 9.9
Сумма/средневзвешенное 0.052 –14.4 5.3 3300 0.041 –10.3 9.7
Guli 85-100Сal/0.7404 г 3800 0.041 –10.4 9.3
50 0.016 –12.2 16.9 4400 0.037 –10.7 8.0
150 0.022 –14.5 8.4 5000 0.041 –9.8 9.6
350 0.016 –15.9 5.4 Сумма/средневзвешенное 0.431 –9.7 12.0
650 0.033 –14.5 3.1 Guli 85-111Cal/0.7150 г
950 0.031 –14.9 2.7 200 0.018 –12.2 7.6
1250 0.032 –14.7 2.8 400 0.048 –10.3 7.8
1600 0.033 –15.1 5.4 600 0.050 –7.0 12.8
1900 0.034 –14.2 3.8 800 0.048 –10.0 6.1
2200 0.032 –14.7 7.2 1100 0.047 –10.6 5.1
2500 0.044 –14.1 4.6 1500 0.047 –12.3 3.8
2800 0.022 –15.1 3.0 2000 0.056 –11.0 5.1
3100 0.034 –13.5 3.2 2500 0.053 –11.0 5.3
3400 0.031 –15.0 6.0 3000 0.069 –10.2 5.6
3700 0.040 –14.1 4.3 3500 0.051 –11.4 4.4
Сумма/средневзвешенное 0.419 –14.4 5.0 4000 0.047 –11.2 4.5
Guli 85-126Dol/2.0476 г 4500 0.053 –10.5 5.0
100 0.012 –8.1 18.3 5000 0.046 –11.5 4.0
200 0.013 –8.9 13.4 Сумма/средневзвешенное 0.633 –10.6 5.8
300 0.014 –9.1 9.1 Guli 85-119Dol/2.2377 г
400 0.012 –9.4 8.6 75 0.007 –8.4 23.1
850 0.012 –10.6 13.3 150 0.008 –8.0 19.1
1050 0.012 –10.0 9.8 230 0.011 –9.0 16.3
1250 0.011 –10.3 5.3 310 0.010 –10.3 13.8
1525 0.015 –9.0 8.2 420 0.011 –10.8 12.8
1800 0.013 –10.1 2.6 570 0.012 –11.0 12.9
2100 0.014 –9.1 5.2 720 0.014 –10.8 10.6
2400 0.013 –9.7 1.5 870 0.013 –10.1 10.6
2700 0.014 –9.4 2.7 1020 0.010 –12.0 7.9
2950 0.015 –8.8 3.5 1250 0.009 –12.9 10.0
3150 0.016 –5.9 7.1 1500 0.013 –11.2 9.6
3300 0.014 –7.8 3.3 Сумма/средневзвешенное 0.117 –10.5 12.8
3450 0.014 –8.2 3.6        
Сумма/средневзвешенное 0.216 –9.0 7.1        

Примечание. Погрешности для δ13C и δ18O составляют ±0.4 и ±0.9‰ соответственно (1σ). После названия образца в скобках указана навеска.

Таблица 5.

Изотопный состав водорода в Н2О, извлеченной из карбонатитов Гулинского массива методом ступенчатого дробления

Номер образца     Кумулятивное количество ударов Содержание воды, cм3/г δD, ‰ VSMOW
Guli85-134Cal (ранняя фоскоритовая стадия) 120 0.03 –108
Guli85-100Cal (кальцитовый карбонатит второй фазы) 50 0.05 –134
Guli85-119Dol (карбонатит поздней стадии) 100 0.14 –135
270 –147
700 –143
1200 –144
Guli85-111Dol (карбонатит поздней стадии) 70 0.12 –151

Примечание. Погрешность для δD составляет ±3.6‰ (1σ).

Благородные газы

Гелий. Концентрации 4Не и 3Не в образцах охватывают широкий диапазон от 4.6 × 10–8 и 4.8 × 10–13 cм3/г STP в обр. Guli85-107Cal до 5.3 × × 10–5 и 3.7 × 10–10 cм3/г STP в обр. GuliGH-9Dol соответственно. Общая тенденция такова, что карбонатиты поздних стадий образования характеризуются более высокими концентрациями гелия, чем карбонатиты ранних стадий (табл. 2). Отношение 4Не/3Не в ступенях дробления варьирует от значений, типичных для субконтинентальной литосферной мантии (СКЛМ, ~120 000 (Hopp et al., 2004; Buikin et al., 2005)), до существенно более радиогенных (1 300 000). Эти отношения зависят от концентрации гелия, в частности, от первичного 3Не: чем выше его содержание, тем ниже отношение 4Не/3Не, приближающееся к значениям СКЛМ в наиболее богатых 3Не образцах (рис. 2, табл. 2). На диаграмме 4Не/3Не–1/3Не (рис. 2б) данные ступеней дробления ложатся вдоль корреляционных линий, пересекающих ось ординат в точках со значениями 137 145, 127 043 и 111 535, для образцов GuliGH-9Dol, Guli85-134Cal и Guli85-126Dol соответственно. Такие отношения 4He/3He характерны для СКЛМ (например, Gautheron, Moreira, 2002; Buikin et al., 2005; Day et al., 2005).

Рис. 2.

Вариации отношения 4Не/3Не в зависимости от концентрации 3Не в ступенях дробления образцов Гулинского массива (a) и диаграмма в координатах 4Не/3Не–1/3Не (б) (модифицировано по (Буйкин и др., 2017)). Данные образцов GuliGH-9Dol, Guli85-134Cal и Guli85-126Dol ложатся вдоль корреляционных линий, пересекающих ось ординат в значениях 137145, 127043 и 111535, указывая на захваченный гелий с отношениями 4Не/3Не, типичными для СКЛМ. Для обр. GuliGH-9Dol показано кумулятивное количество ударов в каждой ступени дробления (обозначено #) на рис. (a), чтобы продемонстрировать изменение отношений 4Не/3Не с увеличением степени измельчения образца.

Неон. Концентрация неона в образцах варьирует в существенно меньшем диапазоне, чем гелия – в пределах одного порядка, между 1 × 10–10 cм3/г STP 20Nе в обр. Guli85-151Mgt и 3 × 10–9 cм3/г STP 20Nе в обр. GuliGH-9Dol (табл. 2). При этом для неона наблюдается та же тенденция, что и для гелия: в карбонатитах поздних стадий концентрации неона выше. На диаграмме 20Nе/22Nе–21Nе/22Nе (рис. 3) данные для начальных ступеней дробления образцов Guli85-134Cal_II, GuliGH-9Dol и Guli85-126Dol (в которых вклад мантийного 21Nе высокий) расположены близко к линии смешения между атмосферным компонентом и СКЛМ (Hopp et al., 2004; 2007; Buikin et al., 2005). С увеличением степени измельчения пробы наблюдается увеличение количества образовавшегося in situ 21Ne, извлекаемого из кристаллической решетки минерала при большом количестве ударов. Этот эффект наблюдался ранее (см. обсуждение в Scarsi, 2000; Yokochi et al., 2005; Буйкин и др., 2018). В то же время количество выделяемого первичного неона в каждой последующей ступени уменьшается. Таким образом, значения отношения 20Ne/22Ne снижаются, тогда как 21Ne/22Ne увеличиваются в сторону обогащения нуклеогенным компонентом (рис. 3).

Рис. 3.

Трехизотопная диаграмма неона по данным ступенчатого дробления образцов Гулинского массива (переработана по (Буйкин и др., 2017)). Показаны линии смешения с воздушным компонентом (Air) для MORB (Moreira et al., 1998), СКЛМ (Hopp et al., 2004; Buikin et al., 2005) и плюма Reunion (Trieloff et al., 2002). Для самых первых ступеней дробления (в которых вклад мантийного 21Nе достаточно высок) данные для образцов Guli85-134Cal_II, GuliGH-9Dol и Guli85-126Dol (увеличенные символы) ложатся вдоль линии, близкой к линии смешения СКЛМ.

Аргон. Концентрация 36Ar в образцах, изученных в Университете г. Хайдельберг, варьирует от 3.1 × 10–10 до 6.9 × 10–9 cм3/г STP (табл. 2). Карбонатиты поздней стадии содержат наибольшее количество аргона – в основном атмосферного – с отношением 40Ar/36Ar в ступенях дробления, не превышающим 830, что полностью согласуется с данными, полученными в Открытом Университете (см. ниже и табл. 3). Кальциты, отобранные из раннего фоскорита (обр. Guli85-134Cal) и из карбонатита второй стадии (обр. Guli85-100Cal), характеризуются наиболее высокими отношениями 40Ar/36Ar – до 3664 и 4900 соответственно (табл. 2).

N2, Ar и CO2

Концентрация азота в образцах варьирует от 65 до 1260 ppb, независимо от стадии образования карбонатитов. Изотопный состав азота на удивление гомогенен в ранних и поздних карбонатитах: валовые значения δ15N в пределах аналитической ошибки одинаковы (табл. 3). Единственным исключением для карбонатитов является обр. GuliGH-9Dol, который показывает широкие вариации по δ15N в ступенях дробления (от –1.8 до –14.4‰). Образец пироксена из косьвита показал значения δ15N, типичные для MORB (от –4 до –8‰, при среднем значении –5.1‰) (табл. 3, рис. 4).

Рис. 4.

Вариации отношений 40Ar/36Ar и значения δ15N в ступенях дробления карбонатитов и косьвита Гулинского массива (модифицировано по (Буйкин и др., 2016а)). Для сравнения также представлены данные для закалочных стекол N-MORB (Буйкин и др., 2013) и карбонатитов массива Себльявр (Кольский полуостров, Буйкин и др., 2014). Очевидно, что величины δ15N в карбонатитах Гулинского и Себльяврского комплексов неотличимы друг от друга (единственное исключение – обр. GuliGH-9Dol).

Концентрация аргона в образцах, изученных в Открытом Университете, варьирует от 1.7 до 9.5 × × 10–6 cм3/г STP 40Ar (табл. 3). Значения отношения 40Ar/36Ar в ступенях дробления варьируют в широком диапазоне от ~296 (близких к атмосферному) до 5800. Отметим, что наиболее высокие значения характерны для кальцита из раннего фоскорита, обр. Guli85-134Cal, тогда как карбонатиты поздней стадии показывают величину 40Ar/36Ar ниже 800 (табл. 3, рис. 4).

Концентрация углерода (в форме CO2) варьирует в пределах двух порядков величины: от 4652 ppb в обр. Guli85-125Cal до 454 323 ppb в обр. Guli85-126Dol (табл. 3). Общая тенденция состоит в том, что от ранних к поздним карбонатитам концентрация CO2 во флюидных включениях резко возрастает.

CO2 и H2O

Концентрация CO2 в образцах, изученных в ГЕОХИ РАН, варьирует между 0.03 и 0.63 см3/г. Значения δ13С в ступенях дробления варьируют от –5.9 до –16.2‰ VPDB. По сравнению с кальцитом раннего фоскорита концентрация CO2 в поздних карбонатитах почти в 20 раз выше при более высоких величинах δ13С (табл. 4, рис. 5).

Рис. 5.

Вариации изотопного состава углерода в зависимости от концентрации диоксида углерода (валовые значения) в карбонатитах Гулинского массива. Породы более ранних этапов образования, как правило, содержат более низкие количества CO2 с более легким изотопным составом углерода.

Содержание воды, как правило, увеличивается от ранних к поздним карбонатитам и варьирует между 0.03 и 0.14 см3/г (табл. 5). Валовые значения δD воды из образцов находятся в довольно широком диапазоне: от –108‰ VSMOW в кальците из раннего фоскорита (обр. Guli85-134Cal) до ‒151‰ VSMOW в поздних карбонатитах (табл. 5).

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

He-Ne систематика и первичный источник флюидов в карбонатитах

Как следует из табл. 2 и рис. 2, 3, изотопный состав He и Ne указывает на субконтинентальную литосферную мантию в качестве основного источника флюидов для карбонатитов Гулинского массива.

Данные на рис. 6 показывают корреляцию между отношениями первичного и радиогенного He к Ne в образцах Гулинского массива, что указывает на сильное элементное фракционирование (вероятно, из-за потери He) в карбонатитах ранних стадий. Например, экспериментальные точки для ступеней дробления раннего кальцита, обр. Guli85-134Cal, из фоскорита образуют корреляцию, которая проходит через точку солнечного отношения 3He/22Ne (Heber et al., 2009) и отношения радиогенных 4He/21Ne, генерируемых в мантии (Ozima, Podosek, 2002). Отметим, что экспериментальные точки для большинства образцов на рис. 6 следуют тому же тренду. Подобная тенденция наблюдалась ранее для кольских карбонатитов (Tolstikhin et al., 2002) и была объяснена преимущественной постмагматической потерей гелия за счет диффузии. Однако это объясняет только те экспериментальные данные, которые располагаются ниже точки, соответствующей соотношению скоростей образования 4He и 21Ne и солнечному отношению 3He/22Ne. Исключение составляют образцы (Guli85-126Dol и GuliGH-9Dol) карбонатитов поздней стадии, в которых He/Ne соотношения образуют корреляционный тренд, явно выходящий за пределы значений, характерных для солнечного компонента и состава, соответствующего скоростям генерации радиогенных изотопов в мантии.

Рис. 6.

Отношения первичного и радиогенного гелия к неону в образцах Гулинского массива (модифицировано по (Буйкин и др., 2017)). Неон скорректирован на атмосферный компонент. Большой залитый квадрат – реперное значение (Solar and Prod. ratio), отвечающее солнечному отношению 3He/22Ne и отношению радиогенного 4He к нуклеогенному 21Ne, генерируемых в мантии.

На диаграмме 3He/22Ne–20Ne/22Ne (рис. 7) данные, полученные для поздних карбонатитов и кальцита ранней фоскоритовой стадии, образуют два разных тренда: один направлен к Ne-B (кальцит из фоскорита, обр. Guli85-134Cal_II), а другой – к составу с высоким отношением 3He/22Ne и крайне низким 20Ne/22Ne (образцы Guli85-126Dol и GuliGH-9Dol). На первый взгляд, это может означать, что для карбонатитов ранней и поздней стадий были характерны разные мантийные составы. Вторым объяснением может служить существенное элементное фракционирование во время магматической эволюции карбонатитовых расплавов. Единственными найденными нами литературными данными о растворимости благородных газов в карбонатитовых расплавах являются данные, опубликованные в работе (Burnard et al., 2010). Несмотря на значительные неопределенности, обусловленные экстраполяцией измеренных значений растворимости на мантийные условия, авторы пришли к выводу, что относительные растворимости He и Ar в силикатных и карбонатных расплавах аналогичны. В случае схожего поведения He и Nе в карбонатитовых и силикатных расплавах, вероятный сценарий может включать постепенное увеличение отношения He/Ne в остаточных расплавах и, как следствие, во флюидных включениях более поздних генераций. Этот сценарий подтверждается повышенными значениями отношения 4He/40Ar* в образцах GuliGH-9Dol и Guli85-126Dol (табл. 2) и увеличением как первичных, так и радиогенных отношений He к Ne, вызванных фракционированием в карбонатитах поздних стадий (рис. 6). Такое же объяснение поведения отношения He/Ne во время магматической эволюции было предложено для карбонатитов комплекса Санг Вэлли (Sung Valley, Индия), где наблюдался вклад источников с составами MORB и литосферной мантии (Basu, Murty, 2006). Между тем Е. Бакстер (Baxter, 2010) показал, что константы диффузии благородных газов, например в кальците, намного выше, чем в силикатах, в результате чего в пироксенах содержание мантийного гелия на 2–3 порядка больше, чем в кальцитах. Более того, Д. Черняк с соавторами (Cherniak et al., 2015) показали, что диффузия гелия из кальцита происходит быстрее, чем из доломита. Таким образом, еще одно возможное объяснение связано с различием коэффициентов диффузии гелия в кальците и доломите. Поскольку карбонатиты поздней стадии в основном состоят из доломита, магматический и образованный in situ радиогенный гелий может лучше сохраняться.

Рис. 7.

Диаграмма 3He/22Ne–20Ne/22Ne для образцов Гулинского массива (модифицировано по (Буйкин и др., 2017)). Точки составов солнечного ветра (Solar Wind), имплантированного солнечного ветра (Ne-B solar implanted) и воздуха (Air) также указаны. В то время как ступени дробления кальцита из раннего фоскорита, обр. Guli85-134Cal_II, показывают типичное смешение мантия–атмосфера, два образца (GuliGH-9Dol и Guli85-126Dol) поздних карбонатитов указывают на смешение между атмосферным и элементно-фракционированным по отношению He/Ne компонентом.

Ne-Ar систематика: эволюция от мантийного к атмосферному составу

Как было отмечено выше, карбонатиты ранней и поздней стадий различаются по изотопному составу аргона: образцы ранней стадии характеризуются высокими значениями 40Ar/36Ar (до 4900–5800 в отдельных ступенях дробления), тогда как карбонатиты поздней стадии имеют существенно больший вклад атмосферного аргона, в результате чего величина 40Ar/36Ar при их дроблении не превышает 830 (табл. 2, 3). Это указывает либо на преобладание в поздних флюидах атмосферных газов, либо на значительный вклад этих газов в карбонатиты поздней стадии. Последнее может быть обусловлено вторичными постмагматическими гидротермальными или метасоматическими процессами. Учитывая, что все изученные образцы достаточно свежие и не подвергались выветриванию, предпочтительным объяснением представляется взаимодействие благородных газов атмосферного типа с источником магматического флюида при формировании карбонатитов поздней стадии.

Изотопный состав неона также указывает на существенный вклад атмосферных газов в поздние флюиды: средние значения отношения 20Nе/22Nе в карбонатитах поздней стадии неотличимы от атмосферного значения (9.8) в пределах погрешности измерения (табл. 2).

На рис. 8 показаны вариации отношений 36Ar/22Ne и 20Ne/22Ne. Большинство данных находится в пределах между составами атмосферного воздуха и насыщенных воздушным компонентом поверхностных или глубинных вод (Ozima, Podosek, 2002), что снова указывает на значительный вклад газов атмосферного типа. Лишь в двух образцах (GuliGH-9Dol и Guli85-134Cal) наблюдается тренд от почти нефракционированного воздуха в направлении мантийного конечного члена с повышенными (в 4–6 раз) за счет фракционированния отношениями 36Ar/22Ne. В качестве альтернативы все данные можно объяснить смешением трех компонентов: мантийного, газов атмосферы и газов, растворенных в поверхностных или глубинных водах.

Рис. 8.

Ne-Ar изотопная систематика образцов Гулинского массива. Также указаны составы мантийного (Mantle) и воздушного (Air) компонентов и составы газов, растворенных в приповерхностных (Surface Water) и глубинных морских (Deep Sea Water) водах.

Для одного обр. Guli85-134Cal_II (из ранних фоскоритов) зависимость отношения 40Ar/36Ar от 20Ne/22Ne (рис. 9) соотвествует гиперболическому тренду, который позволяет оценить значение отношения 40Ar/36Ar в мантийном источнике, предполагая, что этот тренд представляют собой смесь атмосферного и мантийного компонентов. Более подробное описание этого подхода можно найти в (Hopp et al., 2007). Здесь мы предполагаем, что значения отношения 20Ne/22Ne в мантии и атмосфере составляют 12.5 и 9.8 соответственно, а 40Ar/36Ar в атмосфере – 298.56 (Lee et al., 2006). Расчет производился по алгоритму Levenberg–Marquardt, встроенному в программный пакет Origin 9. Полученное расчетное мантийное отношение 40Ar/36Ar составило 5247 ± 42 при параметре кривизны гиперболы r = 3.78 ± 0.06 (со значением χ2 = 0.22). Расчет с недавно предложенным пересмотренным значением 20Ne/22Ne в мантии, равным 12.7 (Moreira, Charnoz, 2016; Péron et al., 2017), дает немного более высокое отношение 40Ar/36Ar в мантии, равное 5339 ± 44, при r = 3.98 ± ± 0.07. Использование еще более высоких значений мантийного отношения 20Ne/22Ne (например, 13.0, Yokochi, Marty, 2004) приводит к дальнейшему увеличению рассчитанных мантийных отношений 40Ar/36Ar (в данном случае до 5460 ± 47, r = 4.29 ± 0.07), однако во всех случаях расчетные величины 40Ar/36Ar практически не отличаются в пределах указанных погрешностей расчета. Значение r должно быть эквивалентно соотношению (36Ar/22Ne)мантия/(36Ar/22Ne)атм. и его можно сравнить с наблюдаемыми отношениями 36Ar/22Ne в образцах, которые следуют тренду с положительным наклоном, начиная от значения ~14 (т.е. ниже атмосферного; (36Ar/22Ne)атм = 18.7, Ozima, Podosek, 2002) к более высокому (~38), чем в мантии, отношению 36Ar/22Ne (рис. 8). Очевидно, что из диаграммы, приведенной на рис. 8, мы получаем r ~ 2.8. Предполагая для наших расчетов r фиксированным, мы приходим к значительно более высокому значению отношения 40Ar/36Ar в мантии, равному 6095 ± 40 (χ2 = 1.39) при 20Ne/22Ne = 12.5. Поскольку оценки элементных отношений могут иметь бόльшую систематическую погрешность, чем определения отношений изотопов, мы больше всего полагаемся на расчеты, учитывающие переменное значение r, но в пределах неопределенности экспериментальных данных более высокие мантийные отношения 40Ar/36Ar допустимы. Следовательно, мантийное значение 40Ar/36Ar, полученное для обр. Guli85-134Cal_II, вероятно, находится в диапазоне от 5250 до 6100 (при мантийном отношении 20Ne/22Ne = 12.5). Меньшее из этих значений нам представляется наиболее вероятным.

Рис. 9.

Диаграмма в координатах 40Ar/36Ar–20Ne/22Ne. Лишь для одного образца (Guli85-134Cal_II) точки данных ступенчатого дробления показывают хорошую корреляцию, позволяющую оценить отношение 40Ar/36Ar в мантийном конечном члене (см. обсуждение в тексте).

Полученное изотопное отношение аргона ниже оценки для мантийного источника Лоихи (Гавайи), равной 8000 ± 1000 (Trieloff et al., 2000), и аналогично оценке кольского мантийного плюма, составляющей приблизительно 5000 ± 1000 (Marty et al., 1998). Это может свидетельствовать о вкладе плюмового или атмосферного аргона в мантийный источник карбонатитов массива Гули. Учитывая, что изотопный состав гелия и неона в наших образцах однозначно указывает на субконтинентальную литосферную мантию как на источник флюида в гулинских карбонатитах, наиболее вероятным механизмом представляется попадание атмосферного аргона в мантийный источник, например, при субдукции. Это предположение подтверждается данными, представленными на диаграмме 36Ar/22Ne–20Ne/22Ne (рис. 8), где экспериментальные точки лежат в треугольнике между составами мантии, атмосферы и поверхностных или глубинных вод. К аналогичному выводу пришли Й. Хопп с соавторами (Hopp et al., 2007) при изучении ультраосновных ксенолитов из СКЛМ Красного моря, которые также наблюдали гиперболические корреляции с r > 1. Данные по изотопному составу водорода во флюидных включениях в карбонатитах массива Гули (рис. 10) также подтверждают сценарий попадания благородных газов атмосферного типа в мантийный источник.

Рис. 10.

Вариации изотопного состава аргона в зависимости от отношения N2/40Ar (валовые значения) во флюидных включениях в мономинеральных образцах, отобранных из карбонатитов разных фаз формирования Гулинского массива (модифицировано по (Буйкин и др., 2016)). Значения δD, полученные для трех образцов (показаны на рисунке), коррелируют с отношениями 40Ar/36Ar и существенно отличаются для раннего фоскорита и поздних карбонатитов, и свидетельствуют о возможном попадании высокотемпературных палеометеорных вод во флюидный источник карбонатитов поздних стадий образования. Для сравнения также показаны данные дробления (валовые значения) карбонатитов массива Себльявр (Буйкин и др., 2014) и реперные значения для воздуха (Air), насыщенной воздушными газами воды (ASW) и мантии (Mantle).

Источники CO2 и H2O

Валовые значения δ13С в исследованных образцах находятся в пределах от –9.0 до –11.4‰ VPDB в поздних и от –13.6 до –16.2‰ VPDB в ранних карбонатитах. Эти значения на несколько промилле ниже величин, полученных нами (Буйкин и др., 2013) и другими исследователями (Javoy, Peieau, 1991; Cartigny et al., 2001; Pineau et al., 2004 и др.) для СО2 из флюидных включений в закалочных стеклах MORB (от –3 до –5‰), и могут быть объяснены длительным низкотемпературным изотопным обменом между углеродом СО2 во включениях и решеткой карбонатных минералов. Согласно работе (Bottinga, 1968), изотопный обмен в системе кальцит–СО2 при температурах ниже 100°С “облегчает” изотопный состав углерода в СО2 по сравнению с кальцитом на 5–7‰. Изотопный состав углерода кальцитовых карбонатитов в глобальном масштабе колеблется в довольно узких пределах: например, в карбонатитах Маймеча-Котуйской провинции δ13С варьирует от –5.8 до –6.9‰ (Покровский, 2000). Однако как доломитовые карбонатиты, так и поздние кальцитовые карбонатиты Гулинского массива могут содержать гораздо более тяжелый углерод с δ13С от –3 до –4‰ VPDB (наши новые данные, в табл. 4 не показаны). Вариации изотопного состава углерода в ступенях дробления можно объяснить неполным изотопным обменом при низких температурах и/или вкладом флюидов разного генезиса (прояснение этого вопроса требует дополнительных исследований и остается за рамками данной публикации). В этом смысле наблюдается сходство с изотопным составом углерода СО2, выделенного из карбонатитов Себльяврского ультраосновного комплекса Кольского полуострова (Буйкин и др., 2014а).

Наблюдаемое 20-кратное увеличение концентрации СО2 от карбонатитов ранней стадии к поздней и одновременное повышение значений δ13С в карбонатитах поздней стадии (табл. 4, рис. 5) на первый взгляд может быть вызвано фракционированием во время дегазации расплава, когда хорошо растворимый углерод накапливается в карбонатном расплаве, а первые порции СО2, выделенные из этого расплава, обогащены легким изотопом углерода 12С. Таким образом, в ходе дегазации расплав обогащается тяжелым изотопом углерода, так же как и последние порции выделенного из него диоксида углерода. В случае, когда дегазация является единственным (или основным) процессом, влияющим на изменение этих параметров, должна быть положительная корреляция между δ13С и содержанием газа во флюидных включениях, однако в наших образцах этого не наблюдается (рис. 5).

В отличие от СО2, концентрации азота и аргона во включениях возрастают в обратной последовательности – от образцов поздней стадии к образцам ранней стадии. Как следствие, значения отношений C/N и C/40Ar резко возрастают на много порядков от ранних к поздним карбонатитам (рис. 11a). Аналогичные изменения наблюдаются и для соотношения C/4He (рис. 11б). Поскольку растворимость He в мантийных расплавах отличается от растворимости Ar и N2 и близка к растворимости CO2, одновременное увеличение концентрации CO2 ко всем этим газам не может быть объяснено фракционированием, зависящим от степени дегазации расплава. В связи с этим мы не можем исключить, что флюид, обогащенный СО2 с изотопно-тяжелым углеродом, мог быть добавлен в источник на поздних стадиях карбонатитообразования. Отметим еще раз, что в матрице минералов поздних карбонатитов наблюдается более изотопно-тяжелый углерод (–3…–4‰ VPDB), в сравнении с матрицей кальцита из раннего фоскорита (–6‰ VPDB).

Рис. 11.

Ковариации отношений C/40Ar и C/N2 (a) и C/4He и C/40Ar (б) в ступенях дробления мономинеральных образцов из карбонатитов Гулинского массива.

Это предположение подтверждается вариациями концентраций углерода и азота по мере дробления (рис. 12): с увеличением концентрации CO2 в ступенях дробления кальцита из раннего фоскорита увеличивается концентрация N2 (а также и содержание аргона), как это наблюдалось, например, в закалочных стеклах MORB (Marty, Zimmermann, 1999; Буйкин и др., 2013). Для образцов поздних карбонатитов характерна противоположная тенденция, а это указывает на то, что аргон и азот в основном сконцентрированы в крупных включениях, а СО2 – в более мелких (рис. 12). Таким образом, наблюдается значительное изменение соотношения компонентов во флюидных включениях, о чем говорилось выше (рис. 11).

Рис. 12.

Вариации концентраций углерода и азота в ступенях дробления (модифицировано по (Буйкин и др., 2016)). Образец кальцита из раннего фоскорита (Guli85-134Cal) показывает положительную корреляцию между концентрациями азота и углерода, тогда как для образцов самых поздних стадий формирования эта корреляция отрицательная. Кумулятивное количество ударов (#) для каждой ступени дробления также указано.

Древние осадочные карбонаты могут представлять собой дополнительный источник СО2 с изотопно-тяжелым углеродом и атмосферным аргоном (Егоров, 1991). Вероятный механизм предполагает проникновение палеометеорных вод, контактировавших с осадочными карбонатами, во флюидный источник поздних карбонатитов.

Кроме того, как было показано выше, отношения 40Ar/36Ar и 20Ne/22Ne снижаются от ранних к поздним карбонатитам и в последних приближаются к атмосферным значениям (рис. 3, 4, 10 и табл. 2), что указывает на возрастание роли взаимодействия между газами магматической системы и атмосферными летучими. Вероятным источником атмосферного компонента могут быть палеометеорные воды, циркуляция которых, безусловно, должна быть активирована внедрением горячего плутона. Изотопный состав водорода в Н2О из включений в кальците ранней фоскоритовой стадии (δD = –108‰ VSMOW, обр. Guli85-134Cal) показывает обогащение дейтерием по сравнению с карбонатитами более поздней стадии (δD = –151‰ VSMOW) (рис. 10, табл. 5). Это может указывать на возрастание вклада палеометеорных вод (Покровский, 2000) в баланс флюидной фазы по мере эволюции от ранних карбонатитов к поздним. Значительно более высокое значение δD в обр. Guli85-134Cal может указывать на существенно меньшее участие палеометеорных вод в источнике флюида на более ранних стадиях формирования карбонатных фаз в Гулинском массиве, что хорошо согласуется с изотопным составом Ar и Ne.

N2-Ar систематика

Существенно различаясь по отношению 40Ar/36Ar, ранние и поздние карбонатиты имеют удивительно однородный изотопный состав азота: средние значения δ15N в них совпадают (–0.44 ± ± 0.28 и 0.31 ± 0.27; табл. 3) в пределах погрешности анализа. Эти значения отличаются от наблюдаемых в источнике MORB (~ –5 ± 2‰; Cartigny, Marty, 2013) и предполагаемого компонента азота в мантии OIB с δ15N ~ –25‰ (Mohapatra et al., 2009). В целом они близки к диапазону вариаций δ15N, наблюдаемых в кольских карбонатитах и связанных с ними ультраосновных породах (Dauphas, Marty, 1999, Буйкин и др., 2014a). Единственным исключением является обр. GuliGH-9Dol, который показывает существенные вариации δ15N при ступенчатом дроблении (табл. 3; рис. 4). Однако с ростом отношения 40Ar/36Ar изотопный состав азота в этом образце становится близким к средним значениям для других карбонатитов, изученных в настоящей работе (рис. 4).

Образец пироксена из косьвита показал значения δ15N (рис. 4), типичные для мантийного источника MORB (Cartigny, Marty, 2013) и близкие к составу исходной мантии Земли – –6.8 ± 0.9‰ (Mallik et al., 2018). Наряду с повышенными соотношениями 40Ar/36Ar, это может указывать на присутствие чисто мантийного азота в магматических флюидах докарбонатитовых стадий. Наши предварительные результаты, полученные для ультраосновных и щелочно-ультраосновных пород Гулинского массива, подтверждают данное предположение (Буйкин и др., 2020).

Валовые значения для образцов на диаграмме 36Ar/40Ar–N2/40Ar (рис. 10) образуют тренд, свидетельствующий о смешении атмосферного компонента и компонента с фракционированными N/Ar и высокими (мантийными) 40Ar/36Ar отношениями. Такое поведение этих газов также отмечалось для карбонатитов массива Себльявр (Кольский полуостров) (Буйкин и др., 2014a) и метасоматизированного гранатового лерцолита из Оазиса Джетти (Восточная Антарктида; Буйкин и др., 2014б) и было объяснено различной растворимостью азота и аргона в воде. В целом изотопный состав азота в карбонатитах Гулинского комплекса, так же как и в массиве Себльявр, предполагает участие палеометеорных вод.

ВЫВОДЫ

На основании данных по He и Ne, полученных методом ступенчатого дробления, можно заключить, что первичным источником флюидной фазы карбонатитов Гулинского массива была субконтинентальная литосферная мантия. Благородных газов плюмового типа в исследованных образцах не обнаружено. Единственным свидетельством их присутствия может быть значение отношения 40Ar/36Ar, полученное для мантии массива Гули и составляющее ~5400, что аналогично значению для Кольского плюма (5000 ± 1000; Marty et al., 1998). Однако мы считаем, что более правдоподобным объяснением столь низкой величины 40Ar/36Ar в мантийном источнике с He и Ne, характерными для СКЛМ, является попадание атмосферного аргона в мантийный источник (например, при субдукции). Это предположение подтверждается Ar-Ne систематикой карбонатитов Гулинского массива. Процесс, повлиявший на формирование изотопных меток благородных газов непосредственно в мантийном источнике карбонатитов и приведший к расхождению гелий-неоновой и аргоновой систематик в этом источнике, также должен был привнести и тяжелый органический азот, наблюдаемый во всех образцах карбонатитов.

Близкие к атмосферным отношения 20Ne/22Ne и 40Ar/36Ar в карбонатитах поздней стадии указывают на существенный вклад флюида с благородными газами атмосферного типа, увеличивающийся по мере эволюции карбонатитовых расплавов. Согласно данным по изотопному составу аргона и водорода, наиболее вероятным процессом поступления вещества с атмосферными изотопными характеристиками в источник карбонатитов поздней стадии могли быть нагретые палеометеорные воды. На ранних стадиях формирования пород Гулинского массива преобладал мантийный компонент. Наши данные подтверждают предположение о важной роли гидротермальных процессов на поздних стадиях образования карбонатитов (например, Егоров, 1991).

Отсутствие четких доказательств присутствия плюмового компонента может указывать на то, что карбонатиты Гулинского массива образовались на затухающей стадии плюмового магматизма при значительном вкладе субконтинентальной литосферной мантии. Дальнейшие усилия по поиску возможного вклада плюмового источника должны быть сосредоточены на изучении благородных газов в породах более ранних этапов формирования массива.

Благодарности. Авторы выражают благодарность И.Т. Расс, В.Б. Полякову и анонимному рецензенту, а также научному редактору Е.О. Дубининой за ценные замечания, приведшие к существенному улучшению статьи.

Источники финансирования. Работа по обобщению материала и подготовке статьи выполнена при финансовой поддержке проекта Российской Федерации в лице Минобрнауки России № 075-15-2020-802; аналитические данные по благородным газам были получены при поддержке Klaus Tschira Stiftung gGmbH; данные по азот-аргоновой изотопной систематике получены при поддержке гранта РФФИ № 19-05-00681; аналитические данные по воде и диоксиду углерода получены за счет бюджетной программы ГЕОХИ РАН.

Список литературы

  1. Буйкин А.И., Верховский А.Б., Гриненко В.А. и др. Изотопные и элементные отношения C, N, He, Ar во флюидных включениях в закалочных стеклах MORB по данным ступенчатого дробления // Геохимия. 2013. № 4. С. 378–384.

  2. Буйкин А.И., Верховский А.Б., Сорохтина Н.В., Когарко Л.Н. Состав и источники летучих и благородных газов во флюидных включениях в пироксенитах и карбонатитах Себльяврского массива, Кольский полуостров // Петрология. 2014a. Т. 22. № 5. С. 546–560.

  3. Буйкин А.И., Соловова И.П., Верховский А.Б. и др. РVТ-параметры флюидных включений и изотопный состав С, O, N, Ar в ксенолите гранатового лерцолита из района Оазиса Джетти, Восточная Антарктида // Геохимия. 2014б. № 10. С. 867–884.

  4. Буйкин А.И., Верховский А.Б., Когарко Л.Н. и др. Эволюция флюидной фазы при формировании карбонатитов Гулинского массива по изотопным данным (С, N, Ar) // Докл. АН. 2016a. Т. 466. № 4. С. 459–461.

  5. Буйкин А.И., Кузнецова О.В., Севастьянов В.С., Невинный Ю.А. Способ ввода микроколичеств воды из флюидных включений в масс-спектрометр для измерения изотопного состава водорода и кислорода // Геохимия. 2016б. № 2. С. 220–223.

  6. Буйкин А.И., Когарко Л.Н., Хопп Й., Трилофф М. Данные по изотопному составу легких благородных газов в карбонатитах Гулинского массива выявляют субконтинентальную литосферную мантию, как первичный источник флюидов // Геохимия. 2017. № 5. С. 445–452.

  7. Буйкин А.И., Камалеева А.И., Сорохтина Н.В. К вопросу об эффективности разделения захваченных и образованных in situ компонентов благородных газов при дроблении образцов в вакууме // Геохимия. 2018. № 6. С. 586–593.

  8. Буйкин А.И., Верховский А.Б., Асавин А.М., Когарко Л.Н. Изотопный состав Ar и N и элементные отношения Ar, N, He, C во флюидных включениях в ультраосновных породах Гулинского массива (Полярная Сибирь) // Геохимия. 2020. № 11. С. 1199–1207.

  9. Васильев Ю.Р., Гора М.П., Кузьмин Д.В. Петрология фоидитового и меймечитового вулканизма Маймеча-Котуйской провинции (Полярная Сибирь) // Геология и геофизика. 2017. Т. 58. № 6. С. 817–833.

  10. Верховский А.Б. Происхождение изотопно-легкого азота в метеоритах // Геохимия. 2017. № 11. С. 969–983.

  11. Егоров Л.С. Ийолит-карбонатитовый плутонизм (на примере Маймеча-Котуйского комплекса Полярной Сибири). Л.: Недра, 1991. 260 с.

  12. Малич К.Н., Когарко Л.Н., Баданина И.Ю., Белоусова Е.А. Hf-Nd изотопная систематика карбонатитов Гулинского массива (Маймеча-Котуйская провинция, Россия) // Докл. АН. 2018. Т. 480. № 3. С. 322–326.

  13. Покровский Б.Г. Коровая контаминация мантийных магм по данным изотопной геохимии. М.: Наука, 2000. 228 с.

  14. Allegre C.J., Moreira M., Staudacher T. 4He/3He dispersion and mantle convection // Geophys. Res. Lett. 1995. V. 22. P. 2325–2328.

  15. Basu S., Murty S.V.S. Noble gases in carbonatites of Sung Valley and Ambadongar: Implications for trapped components // Chem. Geol. 2006. V. 234. P. 236–250.

  16. Basu S., Murty S.V.S. Nitrogen and argon in Sung Valley and Amba Dongar carbonatite complexes: Evidence of incomplete homogenization of mantle and recycled components // J. Asian Earth Sci. 2015. V. 107. P. 53–61.

  17. Baxter E.F. Diffusion of Noble Gases in Minerals // Diffusion in minerals and melts. Eds. Y. Zhang, D.J. Cherniak. Rev. Mineral. Geochem. 2010. V. 72. P. 509–558.

  18. Bottinga Y. Calculation of fractionation factors for carbon and oxygen exchange in the system calcite-carbon dioxide-water // J. Phys. Chem. 1968. V. 72. P. 800–808.

  19. Buikin A.I., Trieloff M., Hopp J. et al. Noble gas isotopes suggest deep mantle plume source of late Cenozoic mafic alkaline volcanism in Europe // Earth Planet. Sci. Lett. 2005. V. 230. P. 143–162.

  20. Buikin A.I., Kuznetsova O.V., Velivetskaya T.A. et al. An isotope ratio mass spectrometry-based method for hydrogen isotopic analysis in sub-microliter volumes of water: Application for multi-isotope investigations of gases extracted from fluid inclusions // Rapid Commun. Mass Spectrom. 2020. https://doi.org/10.1002/rcm.8923

  21. Burnard P., Toplis M.J., Medynski S. Low solubility of He and Ar in carbonatitic liquids: Implications for decoupling noble gas and lithofile isotope systems // Geochim. Cosmochim. Acta. 2010. V. 74. P. 1672–1683.

  22. Cartigny P., Jendrzejewski N., Pineau F. et al. Volatile (C, N, Ar) variability in MORB and the respective roles of mantle source heterogeneity and degassing: The case of the Southwest Indian Ridge // Earth Planet. Sci. Lett. 2001. V. 194. P. 241–257.

  23. Cartigny P., Marty B. Nitrogen isotopes and mantle geodynamics: The emergence of life and the atmosphere–crust–mantle connection // Elements. 2013. V. 9. P. 359–366.

  24. Cherniak D.J., Amidon W., Hobbs D., Watson E.B. Diffusion of helium in carbonates: Effects of mineral structure and composition // Geochim. Cosmochim. Acta. 2015. V. 165. P. 449–465.

  25. Dauphas N., Marty B. Heavy nitrogen in carbonatites of the Kola Peninsula: A possible signature of the deep mantle // Science. 1999. V. 286. P. 2488–2490.

  26. Day J.M.D., Hilton D.R., Pearson D.G. et al. Absence of a high time-integrated 3He/(U+Th) source in the mantle beneath continents // Geology. 2005. V. 33. P. 733–736.

  27. Fedorenko V.A., Czamanske G. Results of new field and geochemical studies of the volcanic and intrusive rocks of the Maymecha-Kotuy area, Siberian flood-basalt province, Russia // Int. Geol. Rev. 1997. V. 39. № 6. P. 479–531.

  28. Fischer T.P., Burnard P., Marty B. et al. Upper-mantle volatile chemistry at Oldoinyo Lengai volcano and the origin of carbonatites // Nature. 2009. V. 459. P. 77–80.

  29. Gautheron C., Moreira M. Helium signature of the subcontinental lithospheric mantle // Earth. Planet. Sci. Lett. 2002. V. 199. P. 39–47.

  30. Heber V.S., Wieler R., Baur H. et al. Noble gas composition of the solar wind as collected by the Genesis mission // Geochim. Cosmochim. Acta. 2009. V. 73. P. 7414–7432.

  31. Hoernle K., Tilton G., Le Bas M.J. et al. Geochemistry of oceanic carbonatites compared with continental carbonatites: mantle recycling of oceanic crustal carbonate // Contrib. Mineral. Petrol. 2002. V. 142. P. 520–542.

  32. Hopp J., Trieloff M., Altherr R. Neon isotopes in mantle rocks from the Red Sea region reveal large-scale plume–lithosphere interaction // Earth Planet. Sci. Lett. 2004. V. 219. P. 61–76.

  33. Hopp J., Trieloff M., Buikin A.I. et al. Heterogeneous mantle argon isotope composition in the subcontinental lithospheric mantle beneath the Red Sea region // Chem. Geol. 2007. V. 240. P. 36–53.

  34. Hopp J., Viladkar S.G. Noble gas composition of Indian carbonatites (Amba Dongar, Siriwasan): Implications on mantle source compositions and and late-stage hydrothermal processes // Earth Planet. Sci. Lett. 2018. V. 492. P. 186–196.

  35. Javoy M., Pineau F. The volatiles record of a “popping” rock from the Mid-Atlantic Ridge at 14° N: Chemical and isotopic composition of gas trapped in the vesicles // Earth Planet. Sci. Lett. 1991. V. 107. P. 598–611.

  36. Javoy M., Pineau F., Staudacher T. et al. Mantle volatiles sampled from a continental rift: The 1988 eruption of Oldoinyo Lengai (Tanzania) // Terra Abstracts. 1989. V. 1. P. 324.

  37. Kamo S.L., Czamanske G.K., Amelin Y. et al. Rapid eruption of Siberian flood-volcanic rocks and evidence for coincidence with the Permian-Triassic boundary and mass extinction at 251 Ma // Earth Planet. Sci. Lett. 2003. V. 214. № 1–2. P. 75–91.

  38. Kamo S.L., Czamanske G.K., Krogh T.E. A minimum U-Pb age for Siberian flood-basalt volcanism // Geochim. Cosmochim. Acta. 1996. V. 60. P. 3505–3511.

  39. Kogarko L.N., Kononova V.A., Orlova M.P., Woolley A.R. The alkaline rocks and carbonatites of the world. Part 2: Former U.S.S.R. London and New York: Chapman and Hall, 1995. 226 p.

  40. Kogarko L.N., Zartman R.E. New data on the age of the Guli intrusion and implications for the relationships between alkaline magmatism in the Maymecha–Kotuy Province and the Siberian superplume: U–Th–Pb isotopic systematics // Geochem. Int. 2011. V. 49. № 5. P. 439–448.

  41. Lee J-Y., Marti K., Severinghaus J.P. et al. A redetermination of the isotopic abundances of atmospheric Ar // Geochim. Cosmochim. Acta. 2006. V. 70. P. 4507–4512.

  42. Mallik A., Li Yu., Wiedenbeck M. Nitrogen evolution within the Earth’s atmosphere–mantle system assessed by recycling in subduction zones // Earth Planet. Sci. Lett. 2018. V. 482. P. 556–566.

  43. Marty B., Zimmermann L. Volatiles (H, C, N, Ar) in Mid-Ocean ridge basalts: Assessment of shallow-level fractionation and characterization of source composition // Geochim. Cosmochim. Acta. 1999. V. 63. P. 3619–3633.

  44. Marty B., Toltstikhin I., Kamensky I.L. et al. Plume-derived rare gases in 380 Ma carbonatites from the Kola region (Russia) and the argon isotopic composition in the deep mantle // Earth Planet. Sci. Lett. 1998. V. 164. P. 179–192.

  45. Mata J., Moreira M., Doucelance R. et al. Noble gas and carbon isotopic signatures of Cape Verde oceanic carbonatites: Implications for carbon provenance // Earth Planet. Sci. Lett. 2010. V. 291. P. 70–83.

  46. Mohapatra R.K., Harrison D., Ott U. et al. Noble gas and nitrogen isotopic components in Oceanic Island Basalts // Chem. Geol. 2009. V. 266. P. 29–37.

  47. Moreira M., Kunz J., Allègre C. Rare gas systematics in popping rock: Isotopic and elemental compositions in the upper mantle // Science. 1998. V. 279. P. 1178–1181.

  48. Moreira M., Charnoz S. The origin of the neon isotopes in chondrites and on Earth // Earth Planet. Sci. Lett. 2016. V. 433. P. 249–256.

  49. Murty S.V.S., Basu S., Kumar A. Noble gases in South Indian carbonatites: Trapped and in situ components // J. Asian Earth Sci. 2007. V. 30. P. 154–169.

  50. Ozima M., Podosek F.A. Noble gas geochemistry. 2nd ed., Cambridge: Cambridge Univ. Press, 2002. 286 p.

  51. Péron S., Moreira M., Putlitz B., Kurz M.D. Solar wind implantation supplied light volatiles during the first stage of Earth accretion // Geochem. Perspective Lett. 2017. V. 3. P. 151–159.

  52. Pineau F., Shilobreeva S., Hekinian R. et al. Deep-sea explosive activity on the Mid-Atlantic Ridge near 34°50′ N: A stable isotope (C, H, O) study // Chem. Geol. 2004. V. 211. P. 159–175.

  53. Porcelli D., Wasserburg G.J. Mass transfer of helium, neon, argon and xenon through a steady-state upper mantle // Geochim. Cosmochim. Acta. 1995. V. 59. P. 4921–4937.

  54. Ray J.S., Ramesh R., Pande K. Carbon isotopes in Kerguelen plume-derived carbonatites: Evidence for recycled inorganic carbon // Earth Planet. Sci. Lett. 1999. V. 170. P. 205–214.

  55. Ray J.S., Shukla A.D., Dewangan L.K. Carbon and oxygen isotopic composition of Newania dolomite carbonatites, Rajasthan, India: Implications for source of carbonatites // Mineral. Petrol. 2009. V. 98. P. 269–282.

  56. Sasada T., Hiyagon H., Bell K., Ebihara M. Mantle derived noble gases in carbonatites // Geochim. Cosmochim. Acta. 1997. V. 61. P. 4219–4228.

  57. Scarsi P. Fractional extraction of helium by crushing of olivine and clinopyroxene phenocrysts: Effects on the 3He/4He measured ratio // Geochim. Cosmochim. Acta. 2000. V. 64. № 21. P. 3751–3762.

  58. Tolstikhin I.N., Kamensky I.L., Marty B. et al. Rare gas isotopes and parent trace elements in ultrabasic-alkaline-carbonatite complexes, Kola Peninsula: Identification of lower mantle plume component // Geochim. Cosmochim. Acta. 2002. V. 66. № 5. P. 881–901.

  59. Tolstikhin I.N., Kramers J.D., Hofmann A.W. A chemical Earth model with whole mantle convection: The importance of core-mantle boundary layer (D”) and it’s early formation // Chem. Geol. 2006. V. 226. P. 79–99.

  60. Trieloff M., Kunz J., Clague D.A. et al. The nature of pristine noble gases in mantle plumes // Science. 2000. V. 288. P. 1036–1038.

  61. Trieloff M., Kunz J., Allègre C.J. Noble gas systematics of the Réunion mantle plume source and the origin of primordial noble gases in Earth’s mantle // Earth Planet. Sci. Lett. 2002. V. 200. P. 297–313.

  62. Trieloff M., Kunz J. Isotope systematics of noble gases in the Earth’s mantle: Possible sources of primordial isotopes and implications for mantle structure // Phys. Earth Planet. Int. 2005. V. 148. № 1. P. 13–38.

  63. Trull T., Nadeau S., Pineau F. et al. C-He systematics in hotspot xenoliths: Implications for mantle carbon contents and carbon recycling // Earth Planet. Sci. Lett. 1993. V. 118. P. 43–64.

  64. Vechovsky A.B., Sephton M.A., Wright I.P., Pillinger C.T. Separation of planetary noble gas carrier from bulk carbon in enstatite chondrites during stepped combustion // Earth Planet. Sci. Lett. 2002. V. 199. P. 243–255.

  65. Walter M.J., Bulanova G.P., Armstrong L.S. et al. Primary carbonatite melt from deeply subducted oceanic crust // Nature. 2008. V. 454. P. 622–626.

  66. Yokochi R., Marty B., Pik R., Burnard P. High 3He/4He ratios in peridotite xenoliths from SW Japan – Revisited: Evidence for cosmogenic 3He released by vacuum crushing // Geochem. Geophys. Geosyst. 2005. V. 6, Q01004. https://doi.org/10.1029/2004GC000836

  67. Yokochi R., Marty B. A determination of the neon isotopic composition of the deep mantle // Earth Planet. Sci. Lett. 2004. V. 225. P. 77–88.

  68. Zindler A., Hart S.R. Chemical geodynamics // Ann. Rev. Earth Planet. Sci. 1986. V. 14. P. 493–571.

Дополнительные материалы отсутствуют.

Инструменты

следующая статья выпуска предыдущая статья выпуска содержание выпуска

Петрология

Архивы выпусков Информация о журнале Отправить рукопись в журнал