взаимодействие расплава основного состава с

ПЕТРОЛОГИЯ, 2012, том 20, № 2, с. 115–135
УДК 550.42
ВЗАИМОДЕЙСТВИЕ РАСПЛАВА ОСНОВНОГО СОСТАВА
С ВМЕЩАЮЩИМИ ПОРОДАМИ ПРИ ФОРМИРОВАНИИ
РАССЛОЕННОГО ИНТРУЗИВА КИВАККА, СЕВЕРНАЯ КАРЕЛИЯ
© 2012 г. Н. М. Ревяко*, **, Ю. А. Костицын*, **, Я. В. Бычкова*, **
*Институт геохимии и аналитической химии им. В.И. Вернадского РАН
ул. Косыгина, 19, Москва, 119991, Россия; e&mail: [email protected]
**Московский государственный университет им. М.В. Ломоносова, Геологический факультет
Воробьевы горы, МГУ, Москва, 119899, Россия; e&mail: [email protected]
Поступила в редакцию 15.11.2010 г.
Получена после доработки 20.09.2011 г.
Изучение степени вещественного взаимодействия между мантийными расплавами и коровыми по
родами важно для расшифровки истории эволюции земной коры и для лучшего понимания состава
мантийных источников, в частности степени их вещественной гетерогенности. В работе представ
лены результаты RbSr и SmNd изотопных исследований 37 образцов расслоенного интрузива Ки
вакка, вмещающих его пород и пород на контакте, проведенных с целью проверки гипотезы о воз
можной контаминации основного расплава породами земной коры в камере кристаллизации. Об
наружена начальная изотопная гетерогенность стронция и неодима в разрезе расслоенного
интрузива Кивакка, а также обратная корреляция между начальным изотопным составом неодима
и его концентрацией. Породы массива характеризуются низкими значениями εNd(T).
ВВЕДЕНИЕ
На протяжении всей истории существования и
эволюции континентальной земной коры она по
полнялась веществом за счет мантийных источни
ков (Condie, 1998). Одним из таких процессов яв
ляется непосредственное внедрение в кору распла
вов ультраосновного и основного состава, их
дифференциация и, в той или иной мере, взаимо
действие с вмещающими породами. Определение
степени вещественного взаимодействия между
мантийными расплавами и коровыми породами
важно как для расшифровки истории эволюции
земной коры, так и для понимания состава ман
тийных источников, и в частности степени их ве
щественной гетерогенности. Континентальные
базитгипербазитовые породы имеют широкие
пределы вариаций изотопного состава неодима, от
типично мантийных до коровых значений, что мо
жет отражать как контаминацию ювенильных рас
плавов веществом коровых пород, так и изотоп
ную гетерогенность магматических резервуаров.
Возможность изучения степени взаимодей
ствия мантийных и коровых пород с помощью
изотопных методов основана на том, что при фор
мировании коры (ее отделении от мантии) в нее
поступали преимущественно некогерентные для
базальтовых расплавов элементы. В частности, по
роды коры в целом характеризуются более высо
кими Rb/Sr отношениями (в базальтах Rb – более
несовместим, чем Sr) и более низкими Sm/Nd от
ношениями (Nd – более несовместим, чем Sm). С
течением времени в результате радиоактивного
превращения 87Rb в 87Sr и 147Sm в 143Nd в земной
коре изотопное отношение 87Sr/86Sr увеличивалось
быстрее, чем в мантии, а 143Nd/144Nd – медленнее,
так как скорости изменения этих изотопных отно
шений зависят от Rb/Sr и Sm/Nd отношений, со
ответственно. Таким образом, коровое вещество
характеризуется более высокими изотопными от
ношениями стронция и пониженными изотопны
ми отношениями неодима по сравнению с некон
таминированными мантийными продуктами.
Многие мантийные породы континентального
происхождения имеют коровые значения изотоп
ных отношений стронция, неодима и других эле
ментов. Примером могут служить многочислен
ные карельские интрузивы и Довыренский массив
в Северном Прибайкалье, породы которого как
это ни парадоксально имеют еще более коровые
значения изотопных отношений стронция и нео
дима, чем обнаруженные в них ксенолиты осадоч
ных пород (Amelin et al., 1996). Обычно такие изо
топные отношения объясняют либо происхожде
нием расплава из обогащенного мантийного
источника, либо контаминацией расплава основ
ного состава коровыми породами.
В конце XIX–начале XX века в геологии доми
нировали представления, что все базитгипербази
товые породы имеют мантийное происхождение,
все кислые породы – коровое, а породы среднего
состава – результат смешения коровых и мантий
ных магм. После исследований Боуэна (Bowen,
1928) лидирующими стали идеи о возможной эво
115
116
РЕВЯКО и др.
люции основного расплава до среднего и кислого
состава в результате магматической дифференциа
ции. При этом процессам взаимодействия кислых
и основных магм не уделялось должного внима
ния. Реальным свидетельством ассимиляции счи
талось лишь наличие ксенолитов. Однако оно не
однозначно, поскольку отсутствие ксенолитов мо
жет быть результатом глубокого взаимодействия и
их полного растворения. Таким образом, было бы
неправильным считать находки ксенолитов в по
роде единственным критерием ассимиляции.
С развитием изотопной геохимии появилось
немало свидетельств взаимодействия мантийных
расплавов с коровым веществом в тех объектах, где
раньше не было обнаружено явных признаков ас
симиляции. Так, в серии работ видного петролога
Морзе (Morse, 1979a, 1979b, 1981a, 1981b, 1982),
посвященных разноплановым исследованиям рас
слоенного интрузива Киглапайт, была представле
на модель фракционной кристаллизации материн
ского базальтового расплава в закрытой системе.
Эта модель количественно объясняла многие пет
рологические и геохимические особенности плу
тона, но стройная картина нарушилась, как только
он выполнил изотопный анализ стронция (Morse,
1983). Морзе не смог допустить, что вариации изо
топного состава стронция связаны с контамина
цией расплава, и попытался объяснить их фракци
онированием 87Sr относительно 86Sr в процессе
дифференциации магмы (Morse, 1983). Массза
висимое фракционирование изотопов возможно в
природе, но, вопервых, для стронция в силикат
ном расплаве оно очень невелико, и, вовторых,
гораздо сильнее оно проявляется при изотопном
анализе элементов в источнике массспектрометра
(Russell et al., 1978; Костицын, Журавлев, 1987).
Стандартная процедура нормирования измерен
ных изотопных отношений с высокой точностью
устраняет последствия массзависимого фракцио
нирования изотопов, происходящего как в при
родных процессах, так и при изотопном анализе в
массспектрометре.
Позже Де Паоло (De Paolo, 1985) провел RbSr и
SmNd изотопные исследования пород и минера
лов интрузива Киглапайт и обнаружил закономер
ные вариации изотопного состава неодима и строн
ция, которые интерпретировал как свидетельства
ассимиляции коровых пород материнским распла
вом в процессе его остывания и кристаллизации. В
камере интрузива Киглапайт протекал процесс
контаминации расплава, который был сильно зату
шеван фракционной кристаллизацией, поэтому на
основе только лишь элементного анализа невоз
можно было выявить признаки ассимиляции.
С тех пор подобные аномалии были обнаруже
ны во многих интрузивных и эффузивных поро
дах, как основногоультраосновного (Puchtel
et al., 1997), так и кислого состава (Костицын,
Волков, 1989; De Paolo et al., 1992).
Представленная работа посвящена исследова
нию взаимодействия дунитгабброноритового
раннепротерозойского расслоенного массива с
коровыми породами позднего архея. Более ран
ние изотопные исследования ряда базитгипер
базитовых расслоенных массивов Карелии (Ame
lin, Semenov, 1996) не обнаружили признаков
внутрикамерной контаминации расплавов поро
дами коры, хотя в целом изотопные отношения
неодима и стронция в этих породах мантийного
происхождения заметно сдвинуты в сторону ти
пично коровых значений. Для этих массивов про
водилось численное моделирование (Коптев
Дворников и др., 2001) с использованием про
граммного комплекса КОМАГМАТ (Арискин,
Бармина, 2000), которое показало, что массивы
формировались по законам фракционной кри
сталлизации в закрытой системе, и полученные
модельные распределения минералов и элемен
тов хорошо согласуются с природными данными.
Таким образом, налицо отсутствие какихлибо
свидетельств нарушения химического состава
взаимодействием с вмещающими породами. Для
исследований авторами был выбран Киваккский
массив (хорошо изученный с точки зрения геоло
гии и геохимии и не подвергшийся процессам ме
таморфизма) и вмещающие его архейские гней
сы, как типичные представители коровых образо
ваний. В статье приводятся новые данные для
изотопных характеристик Киваккского интрузи
ва и обрамляющих его пород. Особое внимание
было уделено породам из эндо и экзоконтактов
массива для проверки гипотезы о возможной
контаминации основного расплава породами
земной коры в камере кристаллизации.
ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ
РАССЛОЕННОГО ИНТРУЗИВА КИВАККА
И ЕГО ОБРАМЛЕНИЯ
Киваккский интрузив расположен в Северной
Карелии на северозападном берегу оз. Пяозеро.
Он входит в Олангскую группу расслоенных пе
ридотитгабброноритовых массивов (рис. 1).
Вмещающие породы представлены мигматизиро
ванными биотитовыми и амфиболовыми гнейса
ми, гранитогнейсами и гранодиоритогнейсами
верхнего архея (Лавров, 1979). По отношению к
вмещающим породам интрузивы дискордантны.
Они обладают первичной магматической рассло
енностью.
Интрузив Кивакка представлен конусовид
ным телом с современным наклоном оси 40° на
северозапад (рис. 2). На эрозионном срезе обна
жены верхние 2000 м вертикального разреза (Ко
птевДворников и др., 2001). Строение Кивакк
ского интрузива характеризуется анизотропно
ПЕТРОЛОГИЯ
том 20
№2
2012
ВЗАИМОДЕЙСТВИЕ РАСПЛАВА ОСНОВНОГО СОСТАВА
117
Генеральская
Печенга Карикьявр
Мончегорский
ФедоровоПанские тундры
Койтелайнен
Имандра
Кейвитса
Аканваара
Ципринга Луккулейсваара
Портимо
аа
Куккола Торнио Суханко
см Кивакка
и
Пеникат
йл
Кеми Сиете Ко
Нярянкаваара
Белое море
Руйга
Нижнеархейские образования
Верхнеархейские
супракрустальные образования
Протерозойские осадочно
вулканогенные образования
Бураковский
Онежское оз.
Гранитоиды верхнего карелия
Каледонские образования
Ладожское оз.
Расслоенные массивы
Рис. 1. Схема геологического строения Фенноскандинавского щита и положение на нем раннепротерозойских рас
слоенных интрузивов, по (Geological map…, 2001).
стью и резко выраженной расслоенностью. В
пределах массива установлен ряд разломов севе
розападного, поперечного к слоистости прости
рания. Наиболее крупный из них отделяет юго
западную часть интрузива, образуя приподнятое
и сдвинутое на север крыло. Максимальная ам
плитуда смещения по нему достигает 500 м.
В вертикальном разрезе Киваккского плутона
выделяют верхнюю и нижнюю приконтактовые
зоны и расслоенную серию, слагающую основной
объем интрузива (рис. 2).
ПЕТРОЛОГИЯ
том 20
№2
2012
Нижняя приконтактовая зона (НПЗ) сложена
главным образом габброноритами, норитами и
иногда бронзититами. На поверхности породы
этой зоны встречаются крайне редко, однако они
повсеместно отмечены в основании разреза по
данным бурения (Лавров, 1979). Непосредствен
но на контакте наблюдаются апофизы массива во
вмещающие гнейсы, габбронориты участками
насыщены ксенолитами гнейсов, обычно оплав
ленными и диспергированными. Мощность этой
зоны составляет не более 100 м. Снизу вверх по
118
РЕВЯКО и др.
р.
га
ан
Ол
оз. Киваккалампи
21
7
8
15
17
3
16
6
38
4
39
3710
20
2
9
4
5
1
12
13
14
25
7
3
8
10
С
11
31
32
4
9
5
10
12
101
100
32 13
200 0 200
33 30
34
26
28
р. Пал
ойокки
600 м
29
100 101
Россия
2
11
мо
ре
Финляндия
6
Балти
йское
1
Рис. 2. Геологическое строение Киваккского расслоенного интрузива с распределением кумулятивных минералов
(Я.В. Бычкова, 2003, доработанная, с дополнениями Д.А. Бычкова).
1 – нижняя и верхняя приконтактовые зоны; 2 – зона дунитов; 3, 4 – норитовая зона (3 – подзона переслаивания
бронзититов и норитов ); 5 – габброноритовая зона; 6 – зона габброноритов с пижонитом; 7 – субщелочные диори
ты; 8 – нерасчлененные граниты и аплиты (1800–2200 млн. лет); 9 – гнейсы и гранитогнейсы архея; 10 – геологиче
ские границы; 11 – разломы; 12 – профили ЮКЭ ПГО Севзапгеология; 13 – точки опробования. Номера проб изоб
ражены цифрами в серых кружочках (проба КИ12006 обозначена как 1). Точки 2, 4, 5 на схеме перекрываются точкой
9; точки 15, 17 – точкой 16; точки 26–28 – точкой 29; точки 31–32 – точкой 34; точка 38 – точкой 39. Точки 19, 22, 35
и 36 находятся за пределами данной схемы. На вставке указано местоположение интрузива.
разрезу наблюдается переход к расслоенной се
рии через переслаивание с обратным порядком
смены кумулятивных парагенезисов (от габбро
норитов к дунитам). Общая мощность участка пе
реслаивания составляет более 20 м.
Расслоенная серия разделена на четыре зоны,
ее общая мощность составляет около 1700 м. В ос
нову расчленения расслоенной серии положен
принцип кумулятивных парагенезисов, позволяю
щий установить порядок заполнения камеры твер
дой фазой. Снизу вверх в расслоенной серии по
набору кумулятивных фаз выделяются зоны дуни
тов (без хромита), норитов, габброноритов и габ
броноритов с пижонитом (КоптевДворников и
др., 2001; Бычкова, КоптевДворников, 2004).
Зона дунитов (в (Коптев6Дворников и др., 2001)
как оливинитовая) залегает в основании расслоен
ной серии. По петрографической классификации
магматических пород она сложена меланотрокто
литами. Кумулятивным минералом в породах яв
ляется оливин. Плагиоклаз (до 25%) заполняет
интерстициальное пространство. Мощность зо
ны дунитов составляет 400 м. В верхних 50 м за
метную роль играет кумулятивный бронзит, осу
ществляющий переход к норитовой зоне через
переслаивание дунитов и гарцбургитов.
ПЕТРОЛОГИЯ
том 20
№2
2012
ВЗАИМОДЕЙСТВИЕ РАСПЛАВА ОСНОВНОГО СОСТАВА
Норитовая зона достигает мощности 700 м. Ку
мулятивными минералами, характеризующими
зону, являются бронзит и плагиоклаз (рис. 3а), ва
риациями соотношений и размером которых и
определяется, главным образом, разнообразие по
род. Нижние 400 м норитовой зоны представлены
среднемасштабным ритмическим переслаиванием
меланократовых и мезо лейкократовых норитов.
Верхняя часть норитовой зоны представлена мощ
ной толщей относительно однородных мезолей
кократовых норитов. К норитовой зоне приурочен
нижний уровень малосульфидной платинометаль
ной минерализации (Бычкова и др., 2009).
Габбро6норитовая зона, залегающая выше по
разрезу, сложена в основном габброноритами,
породами с трехминеральным бронзитплагио
клазавгитовым кумулятивным парагенезисом
(рис. 3б). Она характеризуется относительной од
нородностью пород как по количественномине
ральному составу, так и по текстурноструктур
ным характеристикам. Мощность зоны около
420 м. Переход от норитовой к габброноритовой
зоне осуществляется через переслаивание нори
тов и габброноритов. В области этого переслаи
вания находится верхний сульфидный уровень.
Зона габбро6норитов с пижонитом является са
мым верхним подразделением расслоенной се
рии. Ее мощность составляет 320 м. Слагающие ее
породы слабо отличаются по составу от нижеле
жащих габброноритов, однако кумулятивный
бронзит сменяется претерпевшим инверсию пи
жонитом. Верхние 50 м зоны сложены породами с
повышенным содержанием титаномагнетита,
биотита, калиевого полевого шпата, апатита, ко
торые довольно часто концентрируются в пегма
тоидных выделениях. Эти минералы обычно обо
гащают остаточные расплавы при дифференциа
ции базальтовых магм.
Помимо вышеописанных зон, выделенных по
геологоминералогическим критериям, в рассло
енной серии Киваккского массива Е.В. Копте
вымДворниковым с соавторами (КоптевДвор
ников и др., 2001) выделяются мегаритмы. Это
выделение основано на химических особенно
стях эволюции расплава. Кроме закономерностей
первого порядка (общее уменьшение вверх по
разрезу содержаний MgO и FeO, увеличение со
держаний CaO, Al2O3, Na2O, K2O и TiO2), отража
ющих возрастание степени дифференциации,
выявились закономерности второго порядка
(особенно наглядно в распределении MgO, CaO,
Al2O3) – крупномасштабные ритмические коле
бания содержаний компонентов. Участки разре
за, соответствующие этим колебаниям, названы
мегаритмами. В разрезе Киваккского интрузива
выделяют 6 мегаритмов (здесь под ритмичностью
понимается периодическое изменение содержа
ний компонентов на фоне общего тренда).
ПЕТРОЛОГИЯ
том 20
№2
2012
119
Верхняя приконтактовая зона (ВПЗ) (по Коптев
Дворников и др., 2001) характеризуется неустой
чивой мощностью до 50 м и представлена эпидоти
зированными габброноритами. Строго говоря,
ВПЗ слабо обнажена, и границы массива с вмеща
ющими или прорывающими породами плохо диа
гностируются. В связи с этим в настоящей работе
приведены исследования пород эндоконтакта (до
стоверно относящихся к массиву) и экзоконтакта
(достоверно не являющихся породами массива).
Химический состав пород представлен в табл. 1.
Эндоконтакты НПЗ и ВПЗ различаются. В
верхней приконтактовой зоне эндоконтакт пред
ставлен габброноритами, а в нижней приконтак
товой зоне – габброноритами и норитами. По
количественноминеральному составу эти поро
ды соответствуют габброноритам и норитам рас
слоенной серии интрузива. В породах нижнего
эндоконтакта плагиоклаз частично соссюритизи
рован. В образцах верхнего эндоконтакта плагио
клаз соссюритизирован и эпидотизирован, пи
роксены хлоритизированы.
Породы экзоконтакта представлены преиму
щественно гранитами, субщелочными диорита
ми и монцодиоритами в верхней приконтактовой
зоне и гнейсами в нижней (боковой) приконтак
товой зоне.
Вмещающими породами для Киваккского мас
сива и наиболее древними породами изученной
территории являются мигматизированные биоти
товые и амфиболитовые гнейсы и гранитогнейсы
(Лавров, 1979). Они представляют собой полно
кристаллические породы, сложенные кварцем,
плагиоклазом, калиевым полевым шпатом и био
титом. Также присутствуют эпидот и хлорит, по
плагиоклазу развивается соссюрит. В зоне области
экзоконтакта наблюдаются следы взаимодействия
внедрявшегося базитового расплава с гнейсами.
Появляются шлировидные ксенолиты базитов, со
став которых существенно отличается как от нори
тов нижней приконтактовой зоны массива, так и
вмещающих гнейсов и может быть охарактеризо
ван как “гибридный” (табл. 1, обр. КИ31 и КИ
33). Гнейсовидность отчетливо повторяет очерта
ния ксенолитов.
Верхний контакт массива с вмещающими по
родами с характерной зоной закалки не наблюда
ется. Северная и северозападная часть ВПЗ мас
сива граничит с субщелочными диоритами и
монцодиоритами, которые совместно с породами
массива прорываются более поздними гранитами
и аплитовыми гранитами.
Геологическая позиция субщелочных диори
тов и монцодиоритов на сегодняшний день оста
ется не вполне определенной, поскольку непо
средственные контакты и взаимоотношения этих
пород с архейскими гнейсами не установлены, а
граница с Киваккским массивом является текто
120
(а)
(б)
1 мм
Opx
1 мм
Opx
Pl
Opx
Opx
Opx
Pl
(г)
Cpx
Cpx
Pl
Pl
Pl
Opx Cpx
Cpx
Pl
Opx
Cpx
Opx
Pl
Pl
0.5 мм
Cpx
Opx
0.5 мм
Cpx
Opx
Opx
Cpx Pl
(в)
РЕВЯКО и др.
ПЕТРОЛОГИЯ
том 20
№2
2012
Рис. 3. Фотографии пород Киваккского массива и его обрамления.
(а–б): микрофотографии шлифов норитов (а) и габброноритов (б) Киваккского массива. (в–г): фотографии контакта габброноритов Киваккского массива с гра
нитами (в) и характера взаимодействия гранитов и субщелочных диоритов (г).
Таблица 1. Данные рентгенофлюоресцентного анализа оксидов макрокомпонентов (мас. %) и микрокомпонентов (ppm)
ПЕТРОЛОГИЯ
Породы нижней приконтак
товой зоны
Ком
по
ненты
Породы PC
Гибридные породы
КИ29 КИ28 КИ27 КИ26 КИ10 КИ11 КИ25 КИ14 КИ13 КИ12 КИ3 КИ1 КИ2 КИ9 КИ17 КИ38 КИ39 КИ8 КИ31 КИ33
№2
2012
дунит
брон
зитит
50.7
0.31
8.73
9.64
0.16
22.0
4.76
1.15
0.21
0.06
1773
329
329
71
759
62
96
9
30
5
170
н.о.
10
98.04
51.1
0.2
18.4
5.23
0.07
9.99
10.1
2.35
0.37
0.04
813
33
33
33
296
152
76
11
42
4
270
н.о.
10
98.08
норит
51.4
0.2
19.4
5.59
0.08
8.79
10.3
2.49
0.37
0.05
862
47
47
33
367
94
42
11
38
6
253
н.о.
10
98.89
52.9
0.30
7.81
10.2
0.15
22.1
4.43
1.14
0.20
0.06
1978
397
397
76
780
122
90
10
30
6
161
н.о.
8
99.8
верх
габб
габбронори него
нижнего
ро габбронориты верхнего эн
гарц брон нори
ты верхнего экзо
габбронорит
дунит
экзоконтакта
доконтакта
пегма
бургит зитит ты
эндоконтакта кон
тит
такта
40.2
0.08
4.24
14.7
0.23
36.1
1.84
0.77
0.11
0.04
258
343
343
159
3226
22
126
6
14
4
152
11
7
98.65
49.9
0.16
4.78
11.3
0.18
27.8
2.73
0.46
0.16
0.03
2021
660
660
83
1121
148
94
6
14
4
143
н.о.
13
98.04
51.9
0.21
5.53
11.4
0.19
26.1
3.10
0.88
0.16
0.04
1656
296
296
100
832
22
113
9
19
5
175
н.о.
9
99.9
51.5
0.18
14.6
8.43
0.13
14.7
7.77
1.58
0.15
0.04
1096
198
198
61
574
154
84
8
25
5
155
н.о.
9
99.25
51.7
0.18
17.6
5.9
0.1
7.99
12.6
2.35
0.17
0.03
314
76
76
38
323
268
47
9
32
3
186
н.о.
10
98.83
53.1
0.21
16.4
6.27
0.12
8.49
11.9
2.62
0.19
0.03
60
133
133
34
217
257
48
8
34
6
186
4
9
99.38
51.4
1.04
10.5
10.7
0.15
8.78
11.3
3.4
0.33
0.61
214
578
578
44
127
142
82
23
110
6
196
7
10
98.53
51.9
0.21
15.3
6.6
0.11
10.8
11.6
1.83
0.18
0.04
492
227
227
38
322
172
62
8
32
7
178
н.о.
10
98.64
51.8
0.29
16.3
8
0.13
7.77
11.7
2.8
0.25
0.04
205
277
277
37
228
161
70
12
39
5
190
3
10
99.24
53.2
1.03
12.4
14.4
0.19
5.35
8.78
2.52
0.27
0.16
н.о.
563
563
32
57
107
75
23
123
8
61
н.о.
11
98.44
50.5 52.3
0.35 0.44
15.3 16.3
8.53 8.78
0.15 0.15
11.7 6.66
7.21 11.4
2.11 2.82
1.25 0.42
0.06 0.09
473
113
132
158
132
158
30
40
275
210
89
214
157
68
16
14
41
52
4
5
468
240
11
н.о.
13
10
97.32 99.44
52.6
0.43
15.8
8.21
0.15
7.7
11.1
2.64
0.48
0.08
138
214
214
32
232
201
71
14
57
7
273
10
11
54.23 58.78 68.23
0.78 0.97 0.23
13.48 15.03 14.38
11.62 9.03 3.02
0.16 0.12 0.05
5.95
3.7
1.97
8.3
6.91 14.4
2.71 3.46
4.1
1.08 1.36 1.94
0.16 0.18 0.06
3
16
16
323
603
110
323
603
110
34
33
12
93
78
32
102
83
38
98
83
48
22
23
12
98
110
88
6
6
4
325
705 1246
4
н.о.
н.о.
14
10
9
99.2
98.61 99.78 98.56
ВЗАИМОДЕЙСТВИЕ РАСПЛАВА ОСНОВНОГО СОСТАВА
том 20
SiO2
TiO2
Ai2O3
Fe2O3
MnO
MgO
CaO
Na2O
K2O
P2O5
Cr
S
V
Co
Ni
Cu
Zn
Y
Zr
Nd
Ba
As
Pb
Сумма
Породы расслоенной серии (PC) Киваккского массива
121
122
Таблица 1. Окончание
Породы обрамления Киваккского массива
Компо
ненты
КИ4
КИ5
КИ6
Породы обрамления Киваккского массива
КИ15 КИ16 КИ18 КИ20 КИ21 КИ22 КИ36 КИ37 КИ19 КИ30 КИ32 КИ34 КИ35 КИ23
субще
лочной
диорит
субщелочные диориты и монцодиориты
SiO2
59.36
60.22
60.79
64.81
65.36
61.4
62.06
64.63
61.31
61.82
60.23
вмещающие гнейсы
75.71
69.55
72.09
гранит
74.41
77.96
78.53
0.52
0.48
0.35
0.4
0.43
0.53
0.49
0.54
0.49
0.45
0.13
0.51
0.07
0.14
0.07
0.07
16.8
16.49
16.84
16.93
16.58
17.42
14.07
14.86
15.01
15.31
17.69
12.56
13.86
14.65
13.38
11.4
11.81
Fe2O3
4.82
4.31
3.99
2.63
3.09
3.83
6.03
4.67
5.8
4.68
3.45
1.21
3.61
0.82
1.44
0.75
1.08
MnO
0.1
0.08
0.09
0.06
0.06
0.08
0.09
0.08
0.1
0.1
0.09
0.03
0.06
0.02
0.03
0.02
0.03
MgO
3.58
2.59
3.49
1.98
1.65
2.74
5.4
2.9
3.98
3.21
2.97
0.42
1.91
0.28
0.63
0.01
0.2
CaO
4.42
4.61
2.49
2.71
2.51
3.2
3.09
4.24
4.89
3.71
2.3
1.1
3.25
2.71
2.26
0.56
1.52
Na2O
5.36
5.61
5.15
6.24
5.6
5.66
4.09
4.77
4.49
5.45
5.33
4.57
4.7
4.19
4.48
4.56
5.01
K2O
3.22
3.49
4.37
3.14
3.44
3.56
1.72
1.27
1.78
3.16
4.48
3.24
1.36
3.85
1.83
3.89
0.8
P2O5
0.49
0.47
0.41
0.5
0.18
0.46
0.12
0.17
0.3
0.49
0.42
0.08
0.17
0.03
0.06
0.03
0.04
Cr
7
12
10
н.о.
н.о.
4
53
8
24
5
39
н.о.
н.о.
1
н.о.
н.о.
н.о.
S
107
271
40
36
90
57
186
87
71
119
46
118
98
68
90
100
128
V
107
271
40
36
90
57
186
87
71
119
46
118
98
68
90
100
128
Co
12
18
22
15
11
14
20
14
19
8
13
8
12
4
5
5
7
Ni
27
29
20
15
8
23
47
17
26
25
29
н.о.
10
8
8
н.о.
н.о.
Cu
23
33
24
34
10
25
6
19
35
20
14
12
19
24
7
1
23
98
99
104
79
60
73
82
83
83
91
109
25
74
18
35
9
9
Y
26
23
24
22
14
23
18
19
21
21
22
17
14
13
10
17
10
Zr
145
134
170
121
127
128
152
132
149
94
160
177
334
80
86
95
141
Nb
9
9
13
11
6
8
6
5
6
7
14
5
6
4
6
15
7
Ba
1463
1740
1535
1878
2465
1743
769
824
1025
1298
1862
1272
596
1613
1496
862
715
As
н.о.
н.о.
3
6
н.о.
н.о.
н.о.
н.о.
2
7
13
4
3
6
н.о.
3
6
Pb
10
14
9
8
9
9
10
10
10
11
10
10
10
8
9
10
9
98.97
98.65
98.31
99.58
99.16
98.99
97.35
98.21
98.34
98.6
97.65
99.21
99.09
98.91
98.85
99.35
99.2
2012
Примечание. н.о. – содержание в пробе ниже предела обнаружения прибора. Анализы выполнены на рентгенофлюоресцентном последовательном спектрометре
AXIOSAdvanced фирмы “PANalyticalB.V.” (Голландия) в ГЕОХИ РАН. Аналитик И.А. Рощина.
том 20
Zn
Сумма
РЕВЯКО и др.
0.62
№2
ПЕТРОЛОГИЯ
TiO2
Al2O3
ВЗАИМОДЕЙСТВИЕ РАСПЛАВА ОСНОВНОГО СОСТАВА
нической и зафиксирована лишь в одной точке
наблюдений. В остальных случаях контакты, как
правило, находятся в задернованных оврагах или
ручьях. Субщелочные диориты представлены не
равномернозернистыми породами с существен
ными вторичными изменениями. Породообразу
ющими минералами являются амфибол, калиевый
полевой шпат и плагиоклаз. Также характерны та
кие минералы, как биотит, апатит, магнетит, кли
нопироксен, фельдшпатоиды; в качестве вторич
ных – хлорит, эпидот. К текстурным особенностям
относится наличие гнейсовидности. Возраст этих
пород достоверно не установлен.
Граниты и аплиты, граничащие с Киваккским
массивом по северному протяжению ВПЗ
(рис. 3г), прорывают как породы массива, так и
субщелочные диориты. В области экзоконтакта
Киваккского интрузива в гранитах появляются
ксенолиты габброноритов без следов существен
ной переработки вещества. Характерной особен
ностью зоны взаимодействия гранитов с базито
вым массивом является насыщенность базитов
сульфидами. Похожее взаимодействие наблюда
ется и на контактах гранитов с субщелочными
диоритами (рис. 3в). Абсолютный возраст грани
тов и аплитов ранее не был определен, однако
структурные особенности позволяют предполо
жить, что они относятся к более молодым относи
тельно времени становления Киваккского интру
зива образованиям.
Следует отметить, что Кивакка – это уникаль
ный массив для изотопных исследований, по
скольку его породы не несут явных следов вто
ричных изменений (см. рис. 3а, 3б). Лишь в об
разцах габброноритов из эндоконтакта по
ортопироксену развивается петельчатая серпен
тинизация, клинопироксен изменен в меньшей
степени, плагиоклаз частично соссюритизиро
ван, что, скорее всего, связано с постмагматиче
скими гидротермальными процессами. Свежесть
пород стала одной из причин выбора именно это
го докембрийского объекта для исследования Rb
Sr и SmNd изотопных систем.
Возраст массива определен предшественника
ми двумя методами: UPb датирование цирконов
по 207Pb/206Pb для двух конкордантных точек –
2445 ± 2 млн. лет (Барков и др., 1991) и SmNd
123
изотопным методом – 2439 ± 29 млн. лет (Аме
лин, Семенов, 1990).
МЕТОДИКА ИЗОТОПНЫХ ИССЛЕДОВАНИЙ
Для RbSr и SmNd изотопных исследований
использовали навески 0.02–0.03 г образца в виде
тонко истертой пудры. Разложение проб проводи
ли в герметично закрытых фторопластовых виалах
в смеси плавиковой и азотной кислот (5 : 1 соответ
ственно) на шейкере под лампами накаливания в
течение трех суток. После выпаривания к сухому
остатку трижды добавляли по 1 мл концентриро
ванной соляной кислоты с последующим выпари
ванием. Rb, Sr и фракции редкоземельных элемен
тов (РЗЭ) выделяли на фторопластовых хромато
графических колонках с ионнообменной смолой
DowexW 50 × 8. Выделение проводили методом
ступенчатого элюирования 2.2 N HCl (для Rb и Sr)
и 4.0 N HCl (для фракции Sm + Nd). Из смеси РЗЭ
извлекали Sm и Nd на полиэтиленовых колонках с
ионнообменной смолой Lnspec ступенчатым
элюированием 0.15 N HCl, 0.3 N HCl и 0.7 N HCl.
Изотопные исследования проводили на мно
гоколлекторном твердофазном массспектромет
ре Triton (ГЕОХИ РАН) с использованием двух
ленточного (ReRe) источника ионов для Rb, Sm,
Nd и одноленточного (Re) – для Sr. Измерения
выполняли в статическом режиме с одновремен
ной регистрацией ионных токов разных изотопов
элемента. Нормирование с целью устранения по
следствий эффектов массзависимого фракцио
нирования проводили по 86Sr/88Sr ≡ 0.1194 и
148
Nd/144Nd ≡ 0.241572 по экспоненциальному за
кону. Воспроизводимость и правильность изме
рений изотопного состава стронция и неодима
контролировали повторными измерениями меж
дународных стандартов изотопного состава
стронция – SRM987 и неодима – LaJolla. Сред
нее значение 87Sr/86Sr = 0.710270 ± 24 (2σ; N = 11),
143Nd/144Nd = 0.511857 ± 22 (2σ; N = 18).
Концентрации Rb, Sr, Sm и Nd определены ме
тодом изотопного разбавления с использованием
85
Rb84Sr и 149Sm150Nd трасеров.
Анализы стандартного образца BCR1 (табл. 2)
и параллельные измерения, выполненные для об
разцов КИ11, КИ13 и КИ14 (табл. 3), показа
Таблица 2. Результаты SmNd измерений международного стандартного образца базальта BCR1
Номер опыта
1
2
3
4
Среднее
Принятое
ПЕТРОЛОГИЯ
том 20
147Sm/144Nd
±2σ
143Nd/144Nd
±2σ
0.512596
0.512626
0.512604
0.512602
0.512607
0.512632
0.003%
0.003%
0.006%
0.001%
0.003%
0.005%
0.13822
0.13825
0.13829
0.13825
0.13825
0.13816
0.06%
0.02%
0.03%
0.08%
0.05%
0.10%
№2
2012
Номер пробы,
порода
Rb, ppm Sr, ppm
87Rb/86Sr
87Sr/86Sr
±2σ
124
Таблица 3. Результаты Rb/Sr и Sm/Nd исследований по породам в целом
εSr(T)
Sm, ppm Nd, ppm
147Sm/144Nd
143Nd/144Nd
±2σ
εNd(T)
Породы Киваккского массива
Породы нижней приконтактовой зоны
КИ29, дунит
КИ28, бронзитит
5.6
11
84
0.1947
0.708480
8
2
0.83
3.7
0.13513
0.511539
6
–2.1
359
0.0848
0.705221
11
10
0.64
3.0
0.12892
0.511507
11
–0.8
КИ27, норит
9.0
293
0.089
0.704313
10
–5
0.64
3.0
0.12886
0.511538
6
–0.1
KH26, норит
4.6
71
0.1894
0.707749
11
–5
0.86
3.81
0.13610
0.511648
5
–0.3
35
0.1006
0.704659
11
–6
0.22
0.95
0.14097
0.511742
33
0
0.24
1.0
0.15331
0.511949
33
0.2
Породы расслоенной серии
КИ10, дунит
1.2
КИ11, гарцбургит
2.9
26
0.3195
0.711772
4
–12
0.28
1.12
0.15303
0.511944
19
0.2
КИ25, бронзитит
2.4
38
0.1837
0.706971
7
–14
0.46
1.93
0.14335
0.511796
12
0.4
КИ14, норит
2.9
183
0.0460
0.703988
7
11
0.45
2.0
0.13957
0.511704
13
–0.3
0.38
1.6
0.13967
0.511706
21
–0.3
0.65
2.7
0.14912
0.511832
24
–0.8
0.92
3.7
0.14864
0.511819
13
–0.8
0.67
2.7
0.15009
0.511862
7
–0.5
0.11008
0.511143
6
–2.0
КИ14*
КИ13, габбро&норит
2.0
213
0.0278
0.703356
6
11
КИ13*
ПЕТРОЛОГИЯ
КИ12, габбро&норит
с пижонитом
2.7
245
0.0318
0.703458
3
11
КИ3, габбро&
пегматит
6.2
613
0.0292
0.703827
5
17
12
64
габбро&нориты верхнего эндоконтакта
том 20
№2
КИ1
2.8
177
0.0457
0.703890
5
10
0.5
2.1
0.14687
0.511775
27
–1.2
КИ2
3.6
233
0.0441
0.703510
6
5
1.1
4.2
0.15313
0.511881
14
–1.1
КИ9
4.2
331
0.0367
0.705993
13
44
4.2
0.12845
0.511452
6
–1.7
298
0.8195
0.718817
8
271
0.0972
0.705358
14
297
0.1509
0.706897
7
КИ17
КИ38
2012
КИ39
84
9.1
15
20
1.18
5.4
0.13100
0.511500
9
–1.6
6
1.6
7.2
0.13335
0.511474
14
–2.8
1
1.4
6.5
0.13326
0.511563
5
–1.0
РЕВЯКО и др.
КИ11*
Таблица 3. Окончание
ПЕТРОЛОГИЯ
Номер пробы,
Rb, ppm
порода
Sr, ppm
87Rb/86Sr
87Sr/86Sr
±2σ
εSr(T)
Sm, ppm
Nd, ppm
147Sm/144Nd
143Nd/144Nd
±2σ
εNd(T)
Гибридные породы
Верхнего экзоконтакта
28
258
0.3184
0.712386
12
–3
3.7
18
0.12464
0.511427
9
–1.0
17
0.12466
0.511344
12
–2.6
0.10113
0.511040
8
–1.1
Нижнего экзоконтакта
28
418
0.1930
0.708814
10
8
3.5
КИ33
29
633
0.1336
0.707045
7
12
1.4
2012
субщелочные диориты и монцодиориты
8.2
Породы обрамления Киваккского массива
КИ4
68
1450
0.1349
0.706515
10
4
8.8
57
0.09327
0.510863
11
–2.1
КИ5
74
1627
0.1308
0.707050
10
13
9.5
61
0.09329
0.510861
7
–2.2
КИ6
125
1316
0.2739
0.710204
8
–12
9.0
58
0.09277
0.510831
6
–2.6
КИ15
107
1442
0.2139
0.709970
5
14
7.8
56
0.08406
0.510694
5
–2.5
КИ16
45
876
0.1495
0.707395
5
9
2.5
18
0.08337
0.510674
5
–2.7
КИ18
56
1602
0.1002
0.705879
8
12
8.1
53
0.09184
0.510832
6
–2.3
КИ20
42
452
0.2667
0.710679
7
–2
4.0
19
0.12935
0.511515
6
–0.7
КИ21
29
643
0.1304
0.706237
6
2
3.8
19
0.11964
0.511333
8
–1.2
КИ22
51
967
0.1534
0.707604
6
10
6.5
41
0.09567
0.510918
10
–1.8
КИ36
68
1386
0.1414
0.706973
28
7
9.0
58
0.09352
0.510876
5
–1.9
КИ37
190
1514
0.3642
0.711408
20
8.2
55
0.09024
0.510808
4
–2.2
гнейсы
КИ19
70
343
0.5944
0.724010
6
28
2.8
19
0.09051
0.510821
5
–2.1
КИ30
34
749
0.1322
0.706596
18
6
3.8
28
0.08212
0.510636
3
–3.0
КИ32
68
669
0.2960
0.713472
14
24
0.4
3.1
0.07797
0.510733
9
0.2
КИ34
32
648
0.1445
0.706979
10
6
1.2
8.5
0.08576
0.510750
6
–2.0
КИ35
95
187
1.478
0.752201
23
–3
1.6
7.2
0.13288
0.511453
5
–3.1
17
403
0.1203
0.709467
11
0.07974
0.510656
4
–1.9
ВЗАИМОДЕЙСТВИЕ РАСПЛАВА ОСНОВНОГО СОСТАВА
КИ31
№2
том 20
КИ8
гранит
КИ23
13
125
Примечание. Погрешности относятся к последним значащим цифрам.
*Повторные измерения образца.
1.7
126
РЕВЯКО и др.
ли, что погрешности определения 147Sm/144Nd не
превышают 0.2% (2σ). С учетом приведенных по
грешностей абсолютная ошибка расчетного зна
чения εNd(T) не должна превышать ±0.4 для об
разцов раннепротерозойского возраста (2400–
2500 млн. лет)
РЕЗУЛЬТАТЫ ИССЛЕДОВАНИЙ
И ОБСУЖДЕНИЕ
Для изучения RbSr и SmNd изотопных си
стем из пород Киваккского массива и его окруже
ния были отобраны 37 проб, в том числе:
– представительные образцы расслоенной се
рии плутона Кивакка из зоны плагиодунитов, но
ритов, габброноритов и габброноритов с пижо
нитом (рис. 2);
– габбронориты из нижнего и верхнего эндо
контакта массива;
– породы массива, переработанные в нижнем
экзоконтакте массива – “гибридные” породы;
– породы обрамления массива (гранитогней
сы, субщелочные диориты и граниты).
Результаты RbSr и SmNd изотопных иссле
дований приведены в табл. 3.
Анализ образцов пород расслоенной серии
Киваккского интрузива, представляющих раз
личные дифференциаты, не позволил получить
надежную изохрону. В SmNd системе точки тя
готеют к линии, наклон которой соответствует
возрасту 2.445 млрд. лет (по Барков и др., 1991),
но не лежат на ней в пределах аналитической по
грешности. В RbSr системе точки тяготеют к ли
нии, наклон которой соответствует 1.800 млрд.
лет. Это свидетельствует о неоднородности на
чальных изотопных отношений неодима и строн
ция, а для RbSr системы, возможно, также и о
нарушении замкнутости более поздними нало
женными процессами. Тем не менее эти процессы
никак не отразились ни на химическом ни на ми
неральном составе пород (отсутствуют проявле
ния вторичных изменений минералов, см.
рис. 3а, 3б).
Возраст гнейсов на основании RbSr метода по
образцам пород оценен как 2904 ± 140.5 млн.лет
(рис. 4а), что не противоречит их геологической
позиции. Однако, на наш взгляд, требуется до
полнительное изучение SmNd изотопной систе
мы этих пород с целью получения минеральной
изохроны.
На рис. 4б приведена минеральная эрохрона
для субщелочного диорита (обр. КИ15) (в табл. 4
представлены результаты RbSr анализа плот
ностных фракций), наклон которой отвечает воз
расту 1830 ± 25 млн. лет. Полученный возраст сов
падает с датировками Киваккского массива для
RbSr системы (Amelin, Semenov, 1996).
Поскольку RbSr система интрузива была на
рушена, основное внимание было уделено изуче
нию SmNd изотопной системы. В своей работе,
посвященной изучению RbSr и SmNd изотоп
ных систем в расслоенной серии Киваккского
массива (Amelin, Semenov, 1996), авторы устано
вили, что материнский расплав был обогащен.
Поскольку не удалось зафиксировать значимые
вариации SmNd системы в различных диффе
ренциатах массива, Ю.В. Амелиным была пред
ложена гипотеза контаминации материнского
расплава в мантийном источнике без последую
щего взаимодействия с вмещающими породами
при формировании плутона в интрузивной каме
ре. На рис. 5 приведены оригинальные данные
εNd(T) (табл. 2) и данные из (Amelin, Semenov,
1996) для пород расслоенной серии в соответ
ствии с их стратиграфическим положением в раз
резе. Данные Ю.В. Амелина показаны крестами и
незалитыми треугольниками, данные, получен
ные авторами, – залитыми треугольниками. В
Таблица 4. Результаты RbSr изотопных исследований плотностных фракций, выделенных из образца субще
лочного диорита КИ152006
Sr, ppm
87Rb/86Sr
649
196
9.783
0.961072 ± 14
2.7 < ρ < 2.8, принято плагиоклаз
43
1766
0.0707
0.705798 ± 8
2.6 < ρ < 2.7, принято плагиоклаз
35
1974
0.0515
0.705084 ± 11
2.57 < ρ < 2.6, принято КПШ
45
1994
0.0658
0.705198 ± 14
2.52 < ρ < 2.57, принято КПШ
77
1836
0.1226
0.707099 ± 14
2.48 < ρ < 2.52, принято фельдшпатоид (лейцит)
221
1208
0.5302
0.718955 ± 11
ρ < 2.48, принято фельдшпатоид (содалит)
254
835
0.8842
0.728144 ± 9
Порода, субщелочной диорит
106
1442
0.2139
0.709970 ± 5
ρ > 2.8, принято биотит
87Sr/86Sr
± 2σ
Rb, ppm
Плотность фракции
Примечание. Погрешность измерения 87Rb/86Sr – 1%, погрешности 87Sr/86Sr относятся к последним значащим цифрам.
ПЕТРОЛОГИЯ
том 20
№2
2012
ВЗАИМОДЕЙСТВИЕ РАСПЛАВА ОСНОВНОГО СОСТАВА
0.735
127
(а)
87
Sr/86Sr
T = 2904.3 ± 140.5 млн. лет
(87Sr/86Sr)0 = 0.70097 ± 77
СКВО = 3.9
0.730
0.725
0.720
0.715
0.710
0.705
87
Rb/86Sr
0.700
0
0.1
0.2
0.3
0.4
(б)
1.00
0.5
0.6
0.7
0.8
T = 1830 ± 25 млн. лет
(87Sr/86Sr)0 = 0.7042 ± 6
СКВО = 198
87Sr/86Sr
Bt
0.95
0.90
0.85
0.7055
(87Sr/86Sr)0
0.7050
0.80
0.7045
0.7040
0.75
0.7035
Kfs
Kfs
0.7030
0
Pl
0.2
0.4
0.6
0.8
1.0
WR
0.70
0
2
4
6
8
87Rb/86Sr
10
Рис. 4. Оценка возраста пород обрамления Киваккского массива:
(а) – изохрона для гнейсов; (б) – минеральная эрохрона для вмещающего субщелочного диорита (на вставке располо
жение точек относительно эрохроны (горизонтальной линии); барами показаны погрешности анализа ±2σ). СКВО –
средний квадрат взвешенных отклонений.
нижней части разреза отчетливо видно несовпа
дение точек, близких по стратиграфическому по
ложению в разрезе. Притом, что в центральной
части разреза результаты хорошо согласуются. На
ПЕТРОЛОГИЯ
том 20
№2
2012
наш взгляд, такое несогласие может быть связано
с особенностями образцов пород. В геологиче
ском описании массива упоминалось, что поми
мо зон с характерными геологоминералогиче
128
РЕВЯКО и др.
Hотн, м
2200
2000
1800
1600
1400
1200
1000
800
600
400
200
0
–4
–2
0
Породы массива Кивакка (Amelin, Semenov, 1996)
Породы из нижнего экзоконтакта
2
εNd (T)
Новые данные для массива Кивакка
Породы массива из верхнего эндоконтакта
Гибридные породы, переработанные в гнейсах
Рис. 5. Значения εNd(T) в дифференциатах Киваккского массива в соответствии с положением в вертикальном разрезе.
Косым крестом обозначены результаты измерений для пород из аномальных частей разреза, по (Amelin, Semenov, 1996).
скими признаками, в расслоенной серии Кивакк
ского массива выделяются мегаритмы (Коптев
Дворников и др., 2001). На границах мегаритмов
отмечено аномальное поведение MgO (его кон
центрация увеличивается) и CaO, Al2O3 (пониже
ние концентрации), отражающее наложенные
процессы. К сожалению, в выборке, представлен
ной в работе Ю.В. Амелина, часть образцов при
надлежат именно этим “аномальным” участкам –
границам мегаритмов (тт. 420, 454), а породы из
т. 419 являются представителями ритмического
переслаивания. На наш взгляд, изотопногеохи
мические характеристики этих пород могут быть
результатом влияния процессов второго порядка
в магматической камере, но их изотопный состав
крайне интересен с точки зрения интерпретации
ПЕТРОЛОГИЯ
том 20
№2
2012
ВЗАИМОДЕЙСТВИЕ РАСПЛАВА ОСНОВНОГО СОСТАВА
наложенных процессов. Одной из целей настоя
щей работы было наиболее корректное опробова
ние разреза расслоенной серии с учетом особен
ностей формирования массива. В статье пред
ставлены исследования типичных разно
видностей дифференциатов массива, отобранных
специально из наиболее однородных участков без
проявления наложенных процессов второго по
рядка (таких как ритмическая расслоенность раз
личного масштаба (Бычкова, 2003); пластические
деформации, формировавшиеся на стадии окон
чательного затвердевания и уплотнения магмати
ческой “каши”; постмагматические гидротер
мальные процессы, имеющие локальное развитие
по трещинам контракции).
На графике 5, по нашим данным (залитые тре
угольники), прослеживается тенденция к увели
чению значений εNd(T) в центральной части мас
сива, вплоть до положительных. Ранние диффе
ренциаты находятся в узком диапазоне от +0.04
до +0.36. Максимум εNd(T) находится в области
перехода от норитов к габброноритам. По направ
лению к верхней приконтактовой зоне эти значе
ния закономерно уменьшаются от –0.3 до –2. По
роды верхнего и нижнего эндоконтактов (отмече
ны ромбами) различаются по степени конта
минации. Габброиды НПЗ менее контаминирова
ны, и это можно объяснить, вероятно, более ко
ротким временем их взаимодействия с вмещаю
щими гнейсами. Для сравнения приведены ха
рактеристики гибридных пород из нижнего
экзоконтакта (точки в форме кружков в нижней
части разреза), на примере которых хорошо вид
но, что длительная контаминация габброида при
вела к существенному понижению значений
εNd(T). Габбронориты верхнего эндоконтакта
контаминированы сильнее. Породы верхней при
контактовой зоны, судя по всему, подверглись бо
лее длительному взаимодействию с вмещающими
гнейсами, значения εNd(T) в них существенно ни
же (ближе к гибридным породам). Вероятно, что
и рост степени контаминации в разрезе массива
по направлению к верхней границе свидетель
ствует о влиянии контаминанта на кристаллизу
ющуюся у кровли магму. Породы, исследованные
Ю.В. Амелиным в точках из аномальных частей
разреза (отмечены на рисунке крестами), харак
теризуются более высокой степенью контамина
ции, чем типичные породы того же стратиграфи
ческого уровня. Подобный эффект мы наблюда
ем для феномена ритмической расслоенности,
когда слои более дифференцированных пород на
ходятся не на своем стратиграфическом уровне.
Если принять гипотезу многослойносуспензи
онного механизма формирования ритмической
расслоенности (Бычкова, 2003; Бычкова, Коптев
Дворников, 2004), то появление пород с более
контаминированным составом в менее контами
нированных можно было бы объяснить их фор
2 ПЕТРОЛОГИЯ том 20
№2
2012
129
мированием у кровли из расплава, который дли
тельно взаимодействовал с вмещающими порода
ми и впоследствии погрузился в центральную
часть камеры.
На рис. 6 приведены результаты изотопных ис
следований всех изученных типов пород как ба
зитового массива, так и его окружения в коорди
натах εNd(T)–εSr(T). Точки находятся в узком ин
тервале значений по εNd(T): от –2.8 до +1.5 и в
широком интервале по εSr(T): от –14 до +28
(рис. 6) и образуют общее облако, в котором труд
но разделить породы Киваккского интрузива и
вмещающие образования кроме области наибо
лее низких значений εSr(T). Здесь отчетливо на
блюдается разделение на 2 ветви – более мантий
ную (ранние дифференциаты Киваккского мас
сива) и коровую. Тем не менее породы массива по
значениям εNd(T) далеки от истинно мантийных.
На рис. 7 приведена зависимость первичных
изотопных отношений неодима от его концен
трации. Известно, что фракционирование ба
зальтового расплава характеризуется накоплени
ем некогерентных элементов в остаточном рас
плаве и повышением их концентрации в верхних
частях разрезов. Вариации содержания неодима в
породах Киваккского интрузива возникли как в
результате магматической эволюции расплава,
поскольку редкоземельные элементы являются в
данном случае некогерентными, так и контами
нации вмещающими породами. Контаминация
выявляется в изменении начальных изотопных
отношений Nd и отчетливой обратной зависимо
сти этого параметра от концентрации неодима
(более ранние в магматической последовательно
сти породы имеют наиболее высокие начальные
изотопные отношения, а наиболее дифференци
рованные разности пород Киваккского массива
имеют более низкие изотопные отношения).
Магматическое фракционирование не может
привести к появлению вариаций начальных изо
топных отношений неодима, тем не менее мы на
блюдаем значимые различия в значениях εNd(T).
Поскольку любая зависимость в этих координа
тах для дифференцированных расплавов нивели
руется естественным фракционированием Nd,
можно говорить о том, что породы массива под
вергались существенному воздействию извне, ко
торое изменило начальные изотопные отноше
ния Nd. В качестве возможного процесса, спо
собного изменить SmNd систему авторы
предлагают внутрикамерную контаминацию вме
щающими гнейсами (под внутрикамерной конта
минацией подразумеваются процессы подплав
ления и ассимиляции вмещающих пород при
внедрении магмы, происходящие непосредствен
но в камере кристаллизации).
По изотопному составу неодима габбронори
ты из эндоконтакта при несколько меньшей кон
130
РЕВЯКО и др.
5
εNd (T)
T = 2.445 млрд. лет
4
Породы расслоенной серии
Породы расслоенной серии (Amelin, Semenov, 1996)
Породы массива, переработанные в экзоконтакте
3
AR/PR
мантия
Габбронориты из эндоконтакта
Вмещающие породы
2
1
0
–1
–2
–3
εSr (T)
–4
–15
–10
–5
0
5
10
15
20
25
30
Рис. 6. Зависимость εNd(T) от εSr(T) для различных типов пород.
Пунктирной линией показана область значений для мантийных пород.
центрации неодима практически не отличаются от
вмещающих пород (рис. 7). В то время как значе
ния εNd для габброноритов из центральной части
массива, позволяют предположить, что изотопное
отношение неодима в материнском расплаве при
его внедрении в камеру кристаллизации было не
ниже чем +0.36 единицы εNd – максимальное зна
чение для пород массива (рис. 5).
Вариации начального изотопного состава нео
дима в породах Кивакки могли бы быть представ
лены двухкомпонентным смешением неодима
расплава и неодима вмещающих пород. Однако
состав потенциальных конечных членов смеше
ния невозможно определить, используя график с
координатами εNd(T)–Nd, поскольку породы рас
слоенной серии массива по химическому составу,
и в том числе по содержанию неодима, являются
дифференцированными и не отвечают составу
материнского расплава. Если контаминантом в
камере кристаллизации Кивакки служили вме
щающие гнейсы, то степень контаминации нео
дима в расплаве должна была быть близка к пре
дельной. Как показывает модельная линия сме
шения между неодимом расплава и неодимом
вмещающих пород (рис. 7), примесь вмещающих
пород составила бы 80–100%, что не могло не от
разиться на химическом составе пород. Пример
такой контаминации мы наблюдаем в образце ги
бридных пород (существенно переработанных
гнейсами ксенолитов габброидов массива) из
нижнего экзоконтакта (обр. КИ31 и КИ33). В
этих образцах εNd(T) = –2.6 и –1.1 соответствен
но, но при этом их химический состав, скорее, от
вечает диоритам с более низкими содержаниями
MgO и CaO и повышенными SiO2 и щелочей
(табл. 1). Габброиды верхнего эндоконтакта не от
личаются существенными изменениями химиче
ского состава, т.е. на химическом уровне нет оче
видных признаков смешения. Следовательно,
простое двухкомпонентное смешение не может
объяснить наблюдаемые вариации изотопного
состава пород.
Возможно, между расплавом вблизи контакта
и вмещающими породами установилось состоя
ние, близкое к геохимическому равновесию, при
сохранении различий по главным элементам
(Lesher, 1990, 1994). В работах М. Лешера (Lesher,
1990, 1994) исследованы скорости диффузионно
ПЕТРОЛОГИЯ
том 20
№2
2012
ВЗАИМОДЕЙСТВИЕ РАСПЛАВА ОСНОВНОГО СОСТАВА
131
2
εNd (T)
Породы расслоенной серии
Породы расслоенной серии (Amelin, Semenov, 1996)
Породы массива, переработанные в экзоконтакте
Габбронориты из эндоконтакта
Вмещающие породы
1
0%
0
–1
10%
–2
30%
70%
50%
90%
–3
Nd, ppm
–4
0.1
1
10
100
Рис. 7. График зависимости εNd(T) от концентрации Nd для различных типов пород.
Барами показаны погрешности анализа ±2σ. Черная кривая – модельная линия смешения между неодимом расплава
([Nd] = 2 ppm, εNd(T) = 0) и неодимом вмещающих пород ([Nd] = 30 ppm, εNd(T) = –2.5; в качестве модельной конта
минанты использовался средний состав вмещающих пород). Указаны проценты вовлекаемых в процесс смешения
вмещающих пород.
го уравновешивания главных элементов, элемен
товпримесей и изотопных отношений на грани
це между кислым и основным расплавом. Им экс
периментально
продемонстрировано,
что
достижение изотопного равновесия стронция и
неодима наступает прежде, чем гомогенизация
химического состава двух конечных членов сме
шения. Вместе с тем надо учитывать, что диффу
зионные процессы происходят очень медленно и
объем диффузионного взаимодействия невелик.
В изученном массиве наиболее существенные ва
риации наблюдаются в породах, близких к верх
ней приконтактовой зоне, т.е. в области наиболее
длительного воздействия вмещающих пород на
кристаллизующийся расплав. Таким образом,
предположение о процессе диффузионного пере
уравновешевания изотопных систем в данном
случае имеет право на существование.
Многочисленные работы разных авторов по
изучению изотопных систем магматических по
род Фенноскандинавского щита показали, что
практически все образования, относящиеся к
ПЕТРОЛОГИЯ
том 20
№2
2012
магматической активизации региона, проявив
шейся на всей территории щита в период 2400–
2500 млн. лет, характеризуются низкими положи
тельными либо отрицательными значениями εNd
(Amelin, Semenov, 1996; Puchtel et al., 1997; Hanski
et al., 2001 и др.). Для сравнения Кивакки с масси
вами юговосточной части Фенноскандии были
использованы данные для пород наиболее глу
бинного для Фенноскандии Бураковского масси
ва, расположенного на восточном побережье
Онежского озера (Amelin, Semenov, 1996), и
подвулканного массива Руйга, обнажающегося
на северозападной оконечности кряжа Ветре
ный Пояс (Куликов и др., 2008) (рис. 1). На рис. 8
приведен график в координатах εNd(T)–Nd, на
котором точки всех трех массивов независимо от
глубины формирования и современного местопо
ложения образуют единое облако с довольно уз
ким диапазоном значений εNd(T) и небольшим
наклоном, отражающим обратную зависимость.
Некоторые отклонения от общего тренда наблю
даются для пород Бураковского массива (значе
2*
132
РЕВЯКО и др.
4
εNd (T)
3
Бураковка
2
Руйга
Кивакка
1
0
–1
–2
–3
–4
–5
Nd, ppm
–6
0.1
1
10
100
Рис. 8. Зависимость εNd(T) от концентрации Nd для различных типов пород расслоенного интрузива Кивакка ((Ame
lin, Semenov, 1996), настоящая работа) и пород массивов Руйга (Куликов и др., 2008) и Бураковский (Amelin, Semenov,
1996) (рис. 1)).
Барами показаны погрешности анализа ±2σ.
ния эпсилон неодима +3 и –3…–4), но за неиме
нием дополнительной информации о характере
пород, мы не можем обсуждать причину этих от
клонений (Ю.В. Амелин (Amelin, Semenov, 1996)
высказывает предположение о возможных допол
нительных инъекциях в Бураковском массиве).
Таким образом, можно говорить о том, что для
различных массивов Фенноскандинавского щита
характерны низкие значения εNd(T), при этом
внутрикамерная контаминация, видимо, имела
место и в других массивах помимо Киваккского,
однако не играла определяющей роли в формиро
вании SmNd изотопной системы.
На эволюционной диаграмме 9 линии эволю
ции вмещающих пород пересекают поле точек
интрузивных пород, то есть на момент образова
ния интрузива значения изотопных отношений
неодима вмещающих и интрузивных пород были
одинаковые. Отчетливо видно (рис. 6 и 9) на
сколько близки начальные изотопные отноше
ния неодима в породах массива и во вмещающих
породах и насколько в целом они далеки от значе
ний в мантийном источнике 2.445 млрд. лет на
зад. Вариации изотопного состава неодима, вы
званные внутрикамерной контаминацией, отве
чают диапазону εNd от +0.36 до –2.8 (рис. 5). В
мантийном источнике MORB εNd составляет при
мерно +4 (рис. 9). Таким образом, даже самые вы
сокие начальные изотопные отношения неодима
в породах массива Кивакка на 3.5–4 единицы εNd
ниже мантийных значений. Причина этого раз
личия отчасти была проанализирована в работе
И.С. Пухтеля с соавторами (Puchtel et al., 1997)
для Ветреного Пояса. В работе выявлена корреля
ция между начальным изотопным отношением
неодима и величиной европиевой аномалии в
вулканитах Ветренного Пояса, которая интерпре
тируется как коровая контаминация мантийной
магмы. Экстраполяция этой зависимости до
Eu/Eu* = 1 позволила получить приблизительную
оценку изотопного состава, поступившего в кору
неконтаминированного расплава εNd = +2.6. Зна
чение εNd = +2.6 примерно на 1.4 единицы εNd ни
же оценки состава мантийного источника MORB
ПЕТРОЛОГИЯ
том 20
№2
2012
ВЗАИМОДЕЙСТВИЕ РАСПЛАВА ОСНОВНОГО СОСТАВА
133
10
Вмещающие породы
εNd
Интрузивные породы
Интрузивные породы (Amelin, Semenov, 1996)
М ан
тия
5
Обогащенный мантийный
источник (?)
Коровая контаминация
по пути к камере
0
Внутрикамерная
контаминация
Время, млрд. лет
–5
0
1
2
3
Рис. 9. Эволюционная диаграмма.
Сплошными линиями показаны линии эволюции коры, представленной вмещающими породами, прерывистой линией –
линия эволюции мантийного источника MORB (базальтов срединноокеанического хребта) 2.445 млрд. лет назад.
(рис. 9). Такое отклонение может быть связано с
происхождением магмы из обогащенного ман
тийного источника.
Как упоминалось выше, для различных базит
гипербазитовых пород Фенноскандинавского
щита проводились многочисленные исследова
ния, которые показали, что существует обшир
ный комплекс как вулканических, так и плутони
ческих пород, близких по времени образования
(2400–2500 млн. лет) и сходных по химическому
составу и изотопным характеристикам. Наиболее
представительным из объектов является палео
рифт Ветреный Пояс, поскольку представляет со
бой вулканоплутонический комплекс, включаю
щий как вулканиты, так и интрузивы различной
глубины формирования. Объем магматизма в это
время затронул настолько огромную территорию,
что можно допустить наличие в то время единого
глубинного резервуара для всего Фенносканди
навского щита (Kulikov et al., 2010). Соответ
ственно, выводы И.С. Пухтеля, сделанные для
Ветреного Пояса можно принять в качестве объ
ПЕТРОЛОГИЯ
том 20
№2
2012
яснения явлений, наблюдаемых в Киваккском
массиве. Помимо внутрикамерной контамина
ции имеется вклад обогащения материнского
расплава до внедрения его в интрузивную камеру:
либо на глубине во время формирования общего
магматического источника, либо по пути следо
вания магматического расплава к поверхности.
Таким образом, невозможно объяснить изо
топные особенности в породах Киваккского мас
сива какимлибо одним механизмом. Образова
ние массива происходило при участии большого
количества процессов: начиная с формирования
мантийного источника и его изотопной истории,
и заканчивая внедрением, кристаллизацией, кон
вективными движениями вещества в магматиче
ской камере и взаимодействием с вмещающими
породами. Полученные нами данные показыва
ют, что каждый процесс внес свой вклад в форми
рование изотопных систем. Можно с определен
ной долей уверенности утверждать, что первич
ная
контаминация
коровым
веществом
произошла еще до поступления расплава в камеру
134
РЕВЯКО и др.
становления массива. Причем подобные распла
вы характерны для всей Фенноскандии и могут
быть продуктом единого источника. Трудно об
суждать процессы контаминации при движении
расплава к поверхности, поскольку мы ничего не
знаем об истории движения расплава к поверхно
сти и породах, с которыми мог взаимодействовать
материнский расплав. Формирование современ
ного состояния изотопных систем Киваккского
массива дополнено как взаимодействием внед
рившейся магмы с вмещающими породами, так и
динамикой перемещения кристаллической “ка
ши” в магматической камере.
ВЫВОДЫ
По результатам проведенных исследований в
рамках настоящей работы можно сделать следую
щие выводы:
1. Обнаружена начальная изотопная гетеро
генность стронция и неодима в разрезе расслоен
ного интрузива Кивакка.
2. Обратная корреляция между начальным
изотопным составом неодима и концентрацией
неодима в ультраосновных и основных породах
массива свидетельствует, что изотопная гетеро
генность неодима в них, повидимому, связана с
внутрикамерной контаминацией расплава вме
щающими породами в процессе кристаллизации.
3. Вероятно, контаминация расплава происхо
дила и на более ранних этапах, до его поступле
ния в камеру кристаллизации. Начальный εNd для
пород Киваккского массива с минимальной кон
таминацией составляет +0.36.
Благодарности. Авторы благодарны И.А. Ро
щиной (ГЕОХИ РАН) за выполнение рентгено
флюоресцентного анализа, а также сотрудникам ка
федры геохимии Геологического факультета МГУ:
доценту А.Ю. Бычкову, н. с. Д.А. Бычкову,
ст. н. с. Е.В. КоптевуДворникову и маг. Т.В. Пан
чевой за обсуждение результатов и помощь в про
ведении полевых работ.
Работа выполнена при финансовой поддержке
Российского фонда фундаментальных исследова&
ний, проекты № 08&05&00640&а, 11&05&01037&а.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
Амелин Ю.В., Семенов В.С. О возрасте и источнике
магм нижнепротерозойских расслоенных интрузий
Карелии // Тез. докл. “Изотопное датирование эндо
генных рудных формаций”. Тбилиси, 1990. С. 40–42.
Арискин А.А., Бармина Г.С. Моделирование фазовых
равновесий при кристаллизации базальтовых магм. М.:
Наука, 2000. 363 c.
Барков А.Ю., Ганнибал Л.Ф., Рюнгенен Г.И.,
Балашов Ю.А. Датирование цирконов из расслоенного
массива Кивакка, Северная Карелия // Методы изо
топной геологии. Тезисы докладов Всесоюзной шко
лысеминара, 21–25 октября 1991 г., г. Звенигород,
1991. С. 21–23.
Бычкова Я.В. Закономерности строения контрастной
ритмической расслоенности в Киваккском интрузиве:
Дис. … канд. геол.мин. наук. М.: МГУ, 2003. 223 c.
Бычкова Я.В., Коптев&Дворников Е.В. Ритмическая
расслоенность Киваккского типа: геология, петрогра
фия, петрохимия, гипотеза формирования // Петроло
гия. 2004. Т. 12. № 3. С. 281–302.
Бычкова Я.В., Бондаренко С.В., Андреева О.А., Закрев&
ская О.Ю. Закономерности пространственного рас
пределения малосульфидной платинометальной ми
нерализации в Киваккском интрузиве (Северная Ка
релия) // Геохимия. 2009. № 1. С. 41–57.
Коптев&Дворников Е.В., Киреев Б.С., Пчелинцева Н.Ф.,
Хворов Д.М. Распределение кумулятивных парагенези
сов. породообразующих и второстепенных элементов
в вертикальном разрезе Киваккского интрузива
(Олангская группа интрузивов. Северная Карелия) //
Петрология. 2001. Т. 9. № 1. С. 3–27.
Костицын Ю.А., Журавлев А.З. Анализ погрешностей и
оптимизация метода изотопного разбавления. // Гео
химия. 1987. № 7. С. 1024–1036.
Костицын Ю.А., Волков В.Н. Неоднородность первич
ного изотопного состава стронция и петрогенезис гра
нитов Раумидского массива (Южный Памир) // Геохи
мия. 1989. № 6. С. 853–864.
Куликов В.С., Бычкова Я.В., Куликова В.В. и др. Интру
зив Руйга (подвулканная камера вулкана голец) как
типовой представитель малоглубинной фации па
леопротерозойской перидотитгабброкоматиитба
зальтовой ассоциации Ветреный Пояс (ЮВ Фен
носкандия) // Петрология. 2008. Т. 16. № 6. С. 571–592.
Лавров М.М. Гипербазиты и расслоенные перидотит
габброноритовые интрузии докембрия Северной Ка
релии. Ленинград: Наука, 1979. 136 с.
Amelin Y.V., Semenov V.S. Nd and Sr Isotopic Geochemistry
of Mafic Layered Intrusions in the Eastern Baltic Shield –
Implications for the Evolution of Paleoproterozoic Conti
nental Mafic Magmas // Contributions to Mineralogy and
Petrology. 1996. V. 124. P. 255–272.
Amelin Y.V., Neymark L.A., Ritsk E.Y., Nemchin A.A. En
riched NdSrPb Isotopic Signaturesinthe Dovyren Layered
Intrusion (Eastern Siberia, Russia), Evidence for Source
Contamination by Ancient UpperCrustal Material //
Chemical Geology. 1996. V. 129. P. 39–69.
Bowen N.L. The evolution of the igneous rocks.332. Princ
eton University Press, Princeton, New Jersey. 1928.
Condie K.C. Episodic Continental Growth and Superconti
nents – A Mantle Avalanche Connection // Earth and
Planetary Science Letters. 1998. V. 163. P. 97–108.
De Paolo D.J. Isotopic studies of processes in mafic magma
chambers: 1. The Kiglapait Intrusion, Labrador // Journal
of Petrology. 1985. V. 26. P. 925–951.
De Paolo D.J., Perry F.V., Baldridge W.S. Crustal versus
mantle sources of granitic magmas: a twoparameter model
based on Nd isotopic studies // Transactions of the Royal
Society of Edinburgh: Earth Sciences. 1992. V. 83. P. 439–
446.
Geological map of the Fennoscandian shield. Geological
Surveys of Finland, Norway and Sweden and the North
ПЕТРОЛОГИЯ
том 20
№2
2012
ВЗАИМОДЕЙСТВИЕ РАСПЛАВА ОСНОВНОГО СОСТАВА
West Department of Natural resources of Russia. Main
compilers: Koistinen T., Stephens M.B., Bogachev V., Nor
dgulen O., Wennerstorm M., аnd Korhonen J., Helsinki.
2001.
Hanski E., Walker R.J., Huhma H., Suominen I. The Os and
Nd isotopic systematics of c. 2.44 Ga Akanvaara and Koite
lainen mafic layered intrusions in northern Finland // Pre
cambrian Research. 2001. V. 109. P. 73–102.
Kulikov V.S., Bychkova Ya.V., Kulikova V.V., Ernst R. The
Vetreny Poyas (Windy Belt) subprovince of southeastern
Fennoscandia: An essential component of the ca. 2.5–
2.4 Ga Sumian large igneous provinces // Precambrian Re
search. 2010. V. 183. P. 589–601.
Lesher C.E. Decoupling of Chemical and Isotopic Ex
change during Magma Mixing // Nature. 1990. V. 344.
P. 235–237.
Lesher C.E. Kinetics of Sr and Nd Exchange in Silicate Liq
uids – Theory, Experiments, and Applications to Uphill
Diffusion, Isotopic Equilibration, and Irreversible Mixing
of Magmas // Journal of Geophysical Research, B, Solid
Earth and Planets. 1994. V. 99. P. 9585–9604.
Morse S.A. Kiglapait geochemistry I: systematics, sam
pling, and density // Journal of Petrology. 1979a. V. 20.
P. 555–590.
ПЕТРОЛОГИЯ
том 20
№2
2012
135
Morse S.A. Kiglapait geochemistry II: Petrography // Jour
nal of Petrology. 1979b. V. 20 P. 591–624.
Morse S.A. Kiglapait geochemistry III: Potassium and ru
bidium // Geochimica et Cosmochimica Acta. 1981a.
V. 45. P. 163–180.
Morse S.A. Kiglapait geochemistry IV: The major
elements // Geochimica et Cosmochimica Acta. 1981b.
V. 45. P. 461–467.
Morse S.A. Kiglapait geochemistry V: Strontium //
Geochimica et Cosmochimica Acta. 1982. V. 46. P. 223–
234.
Morse S.A. Strontium isotope fractionation in the Kiglapait
intrusion // Science. 1983. V. 220. P. 193–195.
Puchtel I.S., Haase K.M., Hofmann A.W. et al. Petrology
and Geochemistry of Crustally Contaminated Komatiitic
Basalts from the Vetreny Belt, Southeastern Baltic Shield –
Evidence for an Early Proterozoic Mantle Plume Beneath
Rifted Archean Continental Lithosphere // Geochimica et
Cosmochimica Acta. 1997. V. 61. P. 1205–1222.
Russell W.A., Papanastasiou D.A., Tombrello T.A. Ca iso
tope fractionation in the Earth and other solar system ma
terials // Geochimica et Cosmochimica Acta. 1978. V. 42.
P. 1075–1090.