Nd-isotope effects through factional crystallisation-assimilation (AFC) processes in the continental crust, heterogeneous in age: the example of ferrobasalts from the Ladoga Graben (Karelia, Russia)

全文:

ВВЕДЕНИЕ

Ассимиляция корового вещества мантийными магмами может приводить к существенным сдвигам в их Sr- и Nd-изотопном составе, который в результате может сильно отличаться от исходных мантийных значений и приближаться к коровым параметрам. Этот эффект может быть использован для того, чтобы рассмотреть природу корового материала, с которым взаимодействуют базитовые магмы. При совместном рассмотрении изотопных и петрологических данных можно получить информацию о структуре коры данной магматической провинции.

Хорошие примеры отражения структуры коры в Sr- и Nd-изотопном составе базитов дало изучение мезопротерозойских 1.67–1.45 млрд лет [1] массивов анортозитов-мангеритов-чарно-китов-гранитов (AMCG) в Фенноскандии на Восточно-Европейском кратоне (ВЕК). В большинстве этих массивов изотопный состав Nd в базитовой и гранитоидной составляющих значительно различается: базиты имеют составы с εNd(t) в интервале –0.5...+0.4, а гранитоиды – менее радиогенные составы, с εNd(t) до –2.8, что указывает на происхождение базитов и гранитоидов из мантийного и корового источников соответственно; в качестве корового источника рассматривается палеопротерозой- ская нижняя кора с Sm–Nd-модельным возрастом 2.2–2.0 млрд лет [2]. Однако в поздней (1.56–1.49 млрд лет) генерации AMCG-массивов известны исключения: 1) Салминский массив возрастом 1.56–1.53 млрд лет [3] и 2) – небольшие интрузивы в Центральной Швеции возрастом 1.53–1.49 млрд лет [1] (рис. 1). Салминский массив характеризуется низко радио- генным изотопным составом Nd в гранитоидах (εNd(t) от –6.0 до –8.4), и варьирующим, но более радиогенным изотопным составом Nd в мафических породах (εNd(t) от –1.9 до –6.6) [4]. Гранитоиды Центральной Швеции имеют более низкорадиогенный изотопный состав Nd (εNd(t) от –4.8 до –8.5), по сравнению с остальными гранитами рапакиви Фенноскандии, при этом базиты этих массивов характеризуются таким же и даже менее радиогенным изотопным составом Nd (εNd(t) от –6.5 до –8.9) [1]. Поздние AMCG-массивы с гранитоидами, имеющими низкорадиогенный изотопный состав Nd, приурочены к областям Фенноскандии, в которых присутствует древняя архейская кора [1, 3, 4], и ее участие в генерации расплавов вполне объясняет появление кислых пород с сильно отрицательными значениями εNd(t).

 

Рис. 1. Область распространения AMCG-магматизма в Фенноскандии, северо-запад ВЕК, по [7] с дополнениями. В кружках показаны значения εNd(1457) для AR пород Западного домена Карельского кратона, PR1 метаосадков Раахе-Ладожской зоны, PR1 гранитных массивов и гранитных куполов с архейским материалом, МР гранитов Салминского массива, источники изотопных данных см. в тексте.

 

Для объяснения особенностей изотопного состава Nd базитов привлекается следующая модель – базитовые расплавы в нижней коре, содержащей архейский компонент, ассимилировали вещество реститов от выплавки кислых расплавов, что обеспечивало идентичный низкорадиогенный Nd-изотопный состав кислых и мафических пород в этих массивах [1, 3, 4].

Около 1.46 млрд лет назад на восточной и западной периферии области развития AMCG-магматизма на ВЕК возникли небольшие грабеновые структуры, выполненные терригенными осадками – грабены Ладожский и Сален соответственно (рис. 1). В обеих структурах 1.46 млрд лет назад проявился базитовый магматизм в форме лавовых потоков, роев даек и силлов (последние установлены только в Ладожском грабене) [5, 6].

Изотопная Sr- и Nd-систематика базитов Ладожского грабена демонстрируют “парадоксальные” соотношения петрографического и геохимического состава с изотопными характеристиками. Ферробазальты лавовых покровов Салми и феррогаббро Валаамского силла имеют изотопный состав Nd, различающийся на 5–6 единиц ε_Nd(t), мафические породы силла показывают такой же и даже менее радиогенный изотопный состав Nd, как и гранофиры в нем (до –11 единиц ε_Nd(t), табл. 1 и 2).

 

Таблица 1. Химический состав пород Валаамского силла и ферробазальтов Ладожского грабена

	Валаамский силл										Лавовые потоки
	21-С19		22ЛД-37		21-С22		22ЛД-35		21-С14		K850/90		783/20		817/93		1001/80		1003/97		1003/127
	Оливиновое феррогаббро		Кварцевое ферромонцо-габбро		Жильный кварцевый монцонит		Гранофир		Гранофир		Ферробазальт		Ферробазальт		Ферробазальт		Ферробазальт		Ферробазальт		Ферробазальт
SiO2	46.07		55.20		59.90		77.02		72.35		47.18		47.32		47.06		45.10		45.21		46.59
TiO2	3.38		2.03		1.49		0.21		0.24		3.91		3.84		4.06		4.87		5.34		5.11
Al2O3	12.65		12.81		12.09		10.39		11.67		13.70		13.70		14.31		14.86		13.03		13.21
Fe2O3 (общ)	15.52		12.50		9.40		2.09		2.99		16.57		15.96		15.53		16.73		16.91		13.86
MgO	4.06		2.19		2.76		0.22		0.95		4.57		4.50		4.02		6.38		3.85		8.52
MnO	0.18		0.18		0.12		0.03		0.02		0.20		0.19		0.19		0.15		0.18		0.15
CaO	7.15		4.99		3.17		0.19		0.46		8.11		7.82		7.95		2.24		6.02		2.68
Na2O	2.85		3.80		2.66		1.86		1.31		2.56		2.83		1.91		4.21		2.36		3.11
K2O	1.77		2.56		4.47		7.10		8.11		1.78		1.55		1.46		0.61		1.71		1.29
P2O5	2.26		0.80		0.88		0.03		0.03		0.96		0.99		1.02		1.02		1.75		1.63
ппп	3.69		2.44		2.71		0.55		1.52		0.93		1.32		2.47		4.15		1.79		4.77
Li	8.98		14.3		7.77		13.1		7.73		8.16		8.46		8.40		40.3		9.62		41.8
Be	1.35		2.2		3.27		4.4		3.54		1.89		1.77		1.35		2.24		2.67		2.82
Sc	21.3		22.3		9.13		2.00		3.29		27.9		31.2		26.0		37.1		32.5		31.6
V	205		46.2		71.9		3.0		6.01		245		434		354		196		169		180
Cr	4.3		< ПО		2.7		5.2		5.4		53		40		35		64		53		56
Co	41		16		15		1.1		1.90		40		41		35		50		43		49
Ni	12		1.2		5.0		4.9		5.1		39		26		22		31		26		29
Cu	17		14		11		7.9		6.0		35		29		25		31		27		30
Zn	162		127		82.9		37.7		27.4		186		184		166		202		231		249
Ga	19.9		23.0		18.6		16.9		20.3		23.0		22.4		20.9		26.5		25.9		25.3
Rb	29.8		43.7		94.6		114		147		31.4		24.1		22.0		11.5		50.6		35.6
Sr	428		506		202		41.1		35.6		403		404		381		411		495		348
Y	43.2		47.5		26.9		43.0		40.3		48.4		45.4		42.0		69.3		64.8		60.6
Zr	220		291		522		875		878		365		377		344		770		670		617
	Валаамский силл									Лавовые потоки
	21-С19	22ЛД-37		21-С22		22ЛД-35		21-С14		K850/90		783/20		817/93		1001/80		1003/97		1003/127
	Оливиновое феррогаббро	Кварцевое ферромонцо-габбро		Жильный кварцевый монцонит		Гранофир		Гранофир		Ферробазальт		Ферробазальт		Ферробазальт		Ферробазальт		Ферробазальт		Ферробазальт
Nb	18.2	24.8		10.4		8.90		9.31		37.2		36.5		34.8		79.2		59.6		47.2
Cs	0.28	0.38		0.54		0.3		0.38		0.24		0.23		0.24		0.82		0.81		1.02
Ba	1427	2110		791		718		1114		1075		1062		1208		452		1535		1425
La	53.6	56.4		32.0		64.5		61.4		58.3		56.4		56.8		86.9		94.2		77.3
Ce	123	127		70.5		125		122		123		113		120		197		211		189
Pr	15.7	15.2		8.47		13.5		13.1		15.58		15.2		15.7		20.7		22.9		20.2
Nd	74.2	67.0		36.7		46.2		43.9		63.5		67.3		66.6		91.6		98.1		86.9
Sm	15.7	13.9		7.88		8.80		8.12		11.9		11.9		12.3		18.3		19.7		17.8
Eu	5.29	5.00		2.25		0.40		0.57		3.28		3.32		3.30		3.79		4.74		4.55
Gd	12.8	12.7		6.34		7.40		6.84		10.2		10.9		11.3		16.9		17.7		16.0
Tb	1.69	1.80		0.95		1.20		1.15		1.45		1.70		1.69		2.63		2.71		2.47
Dy	8.56	9.80		5.17		7.40		7.18		8.32		9.02		8.26		13. 5		13.5		12.3
Ho	1.61	1.90		1.07		1.50		1.45		1.67		1.72		1.77		2.80		2.80		2.51
Er	4.12	4.70		3.03		4.40		4.53		4.41		4.52		4.92		7.75		7.95		7.07
Tm	0.53	0.66		0.44		0.70		0.67		0.627		0.67		0.73		1.08		1.09		0.95
Yb	3.69	3.90		3.39		4.30		5.01		3.97		3.91		4.23		5.88		6.36		5.94
Lu	0.48	0.55		0.46		0.60		0.69		0.61		0.63		0.60		1.04		1.22		1.01
Hf	4.91	7.40		13.4		19.6		23.1		7.97		8.29		8.17		13.4		13.4		12.0
Ta	1.22	1.40		0.93		1.00		1.17		2.04		1.66		2.03		4.96		3.93		2.30
Pb	10.8	9.70		15.4		25.2		20.34		7.91		6.75		7.70		7.33		18.2		19.4
Th	2.50	3.50		9.24		12.2		13.00		2.81		2.65		2.74		4.20		5.52		5.13
U	0.49	0.72		1.67		3.90		2.52		0.80		0.79		0.87		2.45		1.89		1.80

Примечание: < ПО – ниже предела обнаружения.

 

Таблица 2. Изотопный состав стронция и неодима в ферробазальтах и породах Валаамского силла (Ладожский грабен)

Образец		Rb, µg/g	Sr, µg/g	87Rb/86Sr	87Sr/86Sr	87Sr/86Sr (t)	Sm, µg/g	Nd. µg/g	147Sm/144Nd	143Nd/144Nd	εNd(t)	TNd(DM), млрд лет
21-С19	Оливиновое феррогаббро	30	459	0.188	0.708202	0.70433	16*	74*	0.128	0.511443	–11	3.0
22ЛД-37	Кварцевое ферромонцо-габбро	44	499	0.252	0.710115	0.710115	14*	67*	0.126	0.511447	–10	2.8
21-С22	Жильный кварцевый монцонит	99	220	1.29	0.731215	0.70460	7.9*	37*	0.130	0.511448	–11	3.0
22ЛД-35	Гранофир	110	40	7.89	0.866778	0.70448	8.8*	46*	0.116	0.511372	–10	2.6
21-С14	Гранофир	136	37	10.7	0.925635	0.70577	8.1*	44*	0.112	0.511252	–11	3.0
K850/90	Ферробазальт	31	409	0.219	0.708366	0.70387	12	65	0.113	0.511544	–5.3	2.4
783/20	Ферробазальт	30	395	0.219	0.708556	0.70405	12	63	0.113	0.511573	–4.7	2.4
817/93	Ферробазальт	28	430	0.187	0.708043	0.70420	12	66	0.112	0.511551	–4.8	2.4
1001/80	Ферробазальт	9.3	345	0.078	0.707487	0.70588	13	73	0.115	0.511573	–4.5	2.4
1003/97	Ферробазальт	43	430	0.288	0.710301	0.70437	–	–	–	–	–	–
1003/127	Ферробазальт	28.5	322	0.256	0.711616	0.70635	15	76	0.118	0.511565	–5.8	2.4

Примечание: * концентрации получены методом ICP-MS.

 

В настоящей работе на основе новых данных об изотопном составе Nd и Sr мезопротерозойских пород Ладожского грабена мы рассматриваем их петрологические особенности и особенности возраста и строения вмещающей их коры, которые обеспечили возможность формирования низкорадиогенного изотопного состава Nd в производных внутриплитного базитового магматизма за счет AFC-процесса.

Изотопно-гетерогенная кора, вмещающая Ладожский грабен. Ладожский грабен был заложен в зоне сочленения (Раахе-Ладожская зона) западного края архейского Карельского кратона и палеопротерозойских комплексов Свекофенской области (рис. 1).

Западный домен Карельского кратона сложен мезоархейскими (3.1–3.2 млрд лет) тоналит-трондъемит-гнейсовыми (ТТГ) ядрами, которые обрамляются зеленокаменными поясами 2.74– 2.85 млрд лет, сложенными метавулканитами и метаосадками. Эти комплексы прорываются диорит-гранодиоритовыми массивами санукитоидной серии 2.7 млрд лет ([8] и ссылки в этой работе). В палеопротерозое (2.4–1.9 млрд лет) проявился базитовый магматизм внутриплитного типа на фоне накопления осадочных толщ платформенного облика. Кора ТТГ-типа на возраст магматизма Ладожского грабена будет иметь ε_Nd(1457) от –13.8 до –19.5, массивы санукитоидов будут иметь ε_Nd(1457) = от –15.8 до –17 [8, 9].

Комплексы палеопротерозойского Свекофенского орогена слагают серию тектонических пластин, выполненных метаосадочными и вулканогенными толщами 1.97–1.89 млрд лет островодужного типа, синорогенными гранитоидами 1.89–1.87 млрд лет и посторогенными гранитоидами и щелочными массивами 1.86– 1.80 млрд лет [10]. Метаосадки Раахе-Ладожской зоны, которые скорее всего накапливались вблизи архейского кратона, на возраст ладожской вулканической ассоциации 1.46 млрд лет характеризуются значениями ε_Nd(1457) от –3.3 до –9.1 [11]. Гранитоиды 1.87 млрд лет (Алатту, Импиниеми), прорывающие эти метаосадки, имеют ε_Nd(1457) от –6.1 до –9.3 [12].

Коллизионные события, метаморфизм и надвиг свекофенских комплексов на край кратона около 1.87–1.85 млрд лет назад привели к ремобилизации архейского фундамента, формированию и подъему гранитных куполов с архейским материалом (2.7 млрд лет), в результате чего на одном структурном уровне оказались совмещенными архейские и палеопротерозойские породы [10]. Граниты куполов Кирьявалахти и Колласельга на возраст 1457 млн лет имеют ε_Nd(t) в интервале от –13.65 до –14.2 [12]. Гранитные купола находятся непосредственно к северу от Валаамского силла и области развития ферробазальтов (рис. 1), что свидетельствует о присутствии архейских комплексов в разрезе коры под ними.

В интервале 1.55–1.53 млрд лет в зону сочленения внедрился крупный Салминский массив AMCG-типа, включающий мафическую и преобладающую гранитную составляющие; гранитоиды массива на возраст 1457 млн лет характеризуются ε_Nd(1457) от –7.4 до –10.0 ([4] и ссылки в этой работе).

Таким образом, Ладожский грабен был заложен на гетерогенной континентальной коре, в которой представлены контрастные по изотопному составу Nd компоненты: ювенильная палеопротерозойская кора свекофенского орогена и древняя архейская кора Карельского кратона, а также эти компоненты, переработанные в мезопротерозое при становлении Салминского массива, причем эти компоненты не только слагают разные по глубине уровни коры (палео- протерозойские комплексы надвинуты на архейские), но и совмещены мозаичным порядком на верхних структурных уровнях.

Методы. Для изучения петрографии пород и составов минералов использовались СЭМ, EDS и EPMA (Геологический факультета МГУ им. Ломоносова, ИГЕМ РАН), для изучения петро- и геохимии пород методы XRF (ИГЕМ РАН) и ICP-MS (ИПТМ РАН), изотопный анализ Sr и Nd в валовых пробах был определен методом TIMS (ИГЕМ РАН). Для моделирования процесса AFC использовался программный пакет Magma Chamber Simulator (MCS) [13, 14].

Мезопротерозойская Ладожская вулканическая ассоциация: состав и Sr–Nd-изотопная систематика. Ферробазальты слагают две толщи лавовых потоков, разделенные пачкой осадочных пород, их общая мощность достигает 155 м. Породы Валаамского силла, мощность которого оценивается в 200 м [5], представлены феррогаб- бро, кварцевыми монцонитами и гранофирами (графическими лейкогранитами). Геологическое строение вулканической ассоциации Ладожского грабена охарактеризовано в [4, 5].

Для Валаамского силла известны U–Pb-датировки по циркону в 1459±3 и 1457±2 млн лет [15]. Для ферробазальтов была опубликована Sm–Nd-датировка с большой ошибкой в 1499±68 млн лет [16]. Относительный возраст проявлений определяется тем, что породы Валаамского силла содержат ксенолиты ферробазальтов, что установлено на о-ве Вильямой [5], и прорывают осадки наиболее молодой пашской свиты мезопротерозоя Приладожья, тогда как лавовые потоки вмещают более древние приозерская и салминская свиты.

Минеральный состав. Ферробазальты имеют порфировые и микродолеритовые структуры состоят из клино- и ортопироксенов (до 30%, Cpx резко преобладает), плагиоклаза (до 40%), оливина (5–7%), рудных минералов (оксидов и сульфидов) (10%), апостекловатой фазы с рудными минералами (7–10%), калиевого полевого шпата (до первых %), присутствуют апатит (5%) и бадделеит. Феррогаббро сложены клинопироксеном (до 35%), часто в ортопироксеновой кайме, оливином (10%), и плагиоклазом (до 40%). Крупные выделения ильменита составляют до 10% породы. В породе до 5% апатита, отмечается бадделеит.

Несмотря на очень близкий минеральный состав ферробазальтов и феррогаббро, состав минералов в этих породах несколько различается (рис. 2). Оливины феррогаббро из силла в среднем более магнезиальные (среднее значение #Mg = 0.42) по сравнению с оливинами ферробазальтовых лав (среднее значение #Mg = 0.35), так же, как и клинопироксены (средняя #Mg составляет 0.58 и 0.54 соответственно). Плагиоклаз ферробазальтов отвечает лабрадору – андезину (до 0.6 Аn), тогда как плагиоклазы пород Валаамского силла имеют чисто андезиновые составы (до 0.5 Аn).

 

Рис. 2. Составы плагиоклазов (а), Mg# оливинов (б) и Mg# клинопироксенов (в) из ферробазальтов лавовых покровов (зеленые поля) и феррогаббро, ферромонцонитов Валаамского силла (розовые поля) Ладожского грабена.

 

Химический состав. Ферробазальты имеют толеитовую специфику: характеризуются высокожелезистыми (Mg# = 0.33–0.40) и высокотитанистыми составами, в которых содержание Fe₂O₃ (общее) достигает 17 вес. %, содержание TiO₂ может превышать 5 вес. %; при этом содержания SiO₂ низкие и не превышают 47.3 вес. %. Для ферробазальтов характерны умеренно фракционированные спектры РЗЭ ((La/Yb)_N = 9.6–10.3). В мультиэлементных спектрах аномалии Nb, Ta и Ti от слабо отрицательных до положительных (Nb/Nb* = 0.8–1.4; (Nb/La)_N = 0.62±0.12) и присутствуют слабые отрицательные аномалии Zr и Hf (табл. 1, рис. 3).

 

Рис. 3. Мультиэлементная диаграмма пород Валаамского силла, ферробазальтов Салми из Ладожского грабена и мафических пород Салминского массива [4]. Концентрации элементов в породах нормированы на примитивную мантию по [17].

 

Породы силла так же, как и ферробазальты, отличаются низкой магнезиальностью (Mg# = 0.29–0.35) за счет обогащения железом (Fe₂O₃(общ) до 15.5 вес. %) при более высоких по сравнению с базальтами содержаниях SiO₂ (до 55.5 вес. % в ферромонцогаббро). В них также повышены содержания Ti и P (TiO₂ до 3.4 вес. %, и P₂O₅ до 2.3 вес. %), сумма щелочей соответствует породам умеренной щелочности. Гранофиры характеризуются высокими концентрациями SiO₂ (до 77.0 вес. %), высокими концентрациями щелочей (K₂O+Na₂O до 9.5 вес. %) и калиевой спецификой (табл. 1).

Феррогаббро, ферромонцониты и кварцевые монцониты имеют умеренно фракционированные спектры РЗЭ ((La/Yb)_N = 6.8–10.8). Распределение рассеянных элементов характеризуются отрицательными аномалиями Nb, Ta и Ti (Nb/Nb* = 0.2–0.5; (Nb/La)_N = 0.38±0.04), слабой положительной аномалией Zr и Hf, а также положительными аномалиями K, Ba и отрицательной – Sr (рис. 3). Гранофиры имеют сильную отрицательную европиевую аномалию (Eu/Eu* = 0.1–0.5), также сильные отрицательные аномалии Nb, Ta (Nb/Nb* = 0.1; (Nb/La)_N = 0.20–0.15) и Sr, P, Ti при положительной аномалии Zr и Hf (табл. 1, рис. 3).

Sm–Nd-изотопная систематика. Sm–Nd- изотопные характеристики ферробазальтов отличаются умеренно нерадиогенными значениями ε_Nd(1457) = от –4.5 до –5.8. Модельный возраст пород варьирует от 2.4 до 2.5 млрд лет. При этом изученные образцы ферробазальтов характеризуются высокими концентрациями Nd (63–76 μг/г) (табл. 2).

Изотопный состав Nd в породах Валаамского силла демонстрирует гомогенность: значения ε_Nd(t) сильно нерадиогенные и составляют от –9.6 до –11.2, причем эти наиболее высокое и наиболее низкое значения получены для гранофиров, тогда как основные и средние породы показывают значения ε_Nd(t) внутри указанного интервала. Модельный возраст пород варьирует от 2.7 до 3.1 млрд лет (табл. 2). Концентрации Nd в мафических породах силла сопоставимы с ферробазальтами – 67–74 μг/г; в гранофирах они существенно ниже – 37–46 μг/г.

Rb–Sr-изотопная систематика. Ферробазальты характеризуются низкорадиогенными значениями начального⁸⁷Sr/⁸⁶Sr-отношения в интервале 0.7037–0.7061, а породы Валаамского силла – еще более низкорадиогенными значениями в интервале 0.7028–0.7049 (табл. 2). Такие низкие величины⁸⁷Sr/⁸⁶Sr не корреспондируются с низкорадиогенным изотопным составом неодима в этих породах, что исключает верхнюю кору в качестве источника корового вещества, но согласуется с нижнекоровым веществом в этой роли.

При общем сходстве геохимических и минералогических характеристик ферробазальтов с феррогаббро Валаамского силла, различия в геологическом положении, особенностях составов минералов и Nd–Sr-изотопных характеристиках, указывают на то, что вулканиты и силл были сформированы различными порциями расплава, кристаллизация которых происходила в разных камерах.

ПЕТРОГРАФИЧЕСКИЕ, ГЕОХИМИЧЕСКИЕ И Sr–Nd-ИЗОТОПНЫЕ СВИДЕТЕЛЬСТВА АССИМИЛЯЦИИ КОРОВОГО ВЕЩЕСТВА

В предшествующих исследованиях было показано, что модель простого смешения мантийного и корового компонентов для объяснения низкорадиогенного состава Nd в базитах Салминского массива и массивов Центральной Швеции неприменима, так как требует большого количества корового контаминанта (50% и более), что неминуемо отразится на валовом и минеральном составе породы [1, 3, 4]. В то же время модель ассимиляции тугоплавких нижнекоровых реститов с низкими концентрациями Nd вряд ли является эффективным механизмом для получения идентичного изотопного состава Nd в базитовых и кислых расплавах.

Мы полагаем, что эффективным механизмом формирования изотопного состава Nd в породах Ладожского грабена был процесс кристаллизационного фракционирования и ассимиляции выплавок (AFC) из различных по возрасту боковых пород разноглубинных магматических камер.

В феррогаббро Валаамского силла установлены ксенолиты базальтов, в свою очередь содержащие ксенолиты кварцито-песчаников, подвергшиеся частичному растворению (о-в Вильямой, [5]). Нами процесс ассимиляции ксенокристов кварца, калиевого полевого шпата, плагиоклаза и ксенолитов гранитов наблюдался в ферробазальтах. Реакционные структуры внутри и вокруг обломков демонстрируют все стадии ассимиляции кислых пород в базальтовом расплаве – дегидратацию, частичное плавление, диффузионное переуравновешивание.

Низкая магнезиальность, обогащенный Fe состав оливинов и клинопироксенов и обедненный An состав плагиоклазов указывают на сильно фракционированный характер базитовых пород в ладожской ассоциации. Этот факт не позволяет использовать их обогащенную геохимию как прямое указание на тип мантийного источника, при этом петрографические, минералогические и геохимические признаки указывают на то, что первичный расплав был толеитовым и, скорее всего, происходил из деплетированной мантии. Появление отрицательных HFSE-аномалий, умеренно выраженное в ферробазальтах (Nb/Nb* от 0.8) и отчетливо – в мафических породах Валаамского силла (Nb/Nb* от 0.2) демонстрируют коровый вклад (рис. 3).

Различие в модельных Nd-возрастах между ферробазальтами (2.4–2.5 млрд лет) и феррогаббро (от 2.5 до 3.0 млрд лет, табл. 2) может указывать на различия в возрасте корового контаминанта.

Модель AFC с учетом плавления боковых пород магматических камер. Для проверки нашего предположения о ведущей роли AFC в формировании особенностей изотопного состава Nd в мафических породах Ладожского грабена мы провели моделирование этого процесса с использованием программного пакета MCS (рис. 4). Модель предполагает, что внедрившиеся в камеру расплавы разогревали вмещающие породы, что приводило к их частичному плавлению. Эти выплавки ассимилировались расплавами в магматических камерах [13, 14].

Выбор параметров моделирования. Наиболее сложным вопросом является выбор состава исходного расплава для моделирования. Практически все мафические расплавы AMCG-массивов и сопровождающих их даек имеют фракционированный низкомагнезиальный, высоко-Fe и Ti-состав, в том числе в Салминском массиве (например, [4]), что согласуется с присутствием анортозитов в этих массивах, и указывает на поступление в верхние горизонты коры расплавов, уже дифференцированных в глубинных магматических камерах. Сходство петрологических характеристик ферробазальтов и феррогаббро Ладожского грабена с таковыми мафической составляющей AMCG-массивов (рис. 3) вынуждает нас искать исходный состав в этой ассоциации. В качестве исходного состава использован долерит из СЗ-фланга массива Ахвенисто (наиболее “примитивный” среди мафитов, связанных с AMCG-комплексами, MgO = 10 вес. %), имеющий 20 μг/г Nd и εNd(t) = +1 [18].

В качестве архейского контаминанта мы протестировали составы пород, наиболее распространенные в Западном домене Карельского кратона. Представителем неоархейских санукитоидов этого домена был выбран кварцевый диорит массива Таловейс, который имеет типичный для этих массивов петрохимический и Nd-изотопный состав и для которого ранее был получен полный набор данных [8]. В качестве мезоархейского контаминанта мы использовали состав ТТГ-гнейса из хорошо изученного домена Иисалми [9, 19]. В качестве более молодого контаминанта мы выбрали гранит Салминского массива, изотопный состав Nd которого соответствует переработанной в протерозое архейской коре [4].

Глубина залегания магматической камеры для моделирования AFC-пород Валаамского силла была принята соответствующей 7 кбар, исходя из того, что низкорадиогенные величины ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr (табл. 2) указывают на нижнекоровую природу контаминанта, и архейские комплексы в зоне сочленения Свекофеннской области и Карельского кратона залегают на уровнях нижней коры [20]. Для ферробазальтов мы приняли давление в 3.5 кбар, исходя из залегания нижних горизонтов AMCG-массивов [20]. Прочие параметры моделирования указаны в подписи к рис. 4.

 

Рис. 4. Результаты моделирования изменения в изотопном составе Nd в ходе процесса AFC для ферробазальтов и феррогаббро Ладожского грабена с использованием программного пакета MCS [13, 14]. В качестве исходного состава использован долерит (диабаз) из СЗ-фланга массива Ахвенисто (наиболее “примитивный” среди мафитов, связанных с AMCG-комплексами, MgO = 10 вес. %), имеющий 20 μг/г Nd и εNd(t) = +1 [18], показан зеленой звездочкой. В качестве неоархейского источника контаминанта использован состав гранодиорита из санукитоидного массива Таловейс [9], в качестве мезоархейского источника – состав ТТГ-гнейса домена Иисалми [9, 19], в качестве контаминанта, происходящего из архейской коры, переработанной в протерозое – состав гранита Салминского массива [3]. Модельные кривые AFC для кварцевого диорита Таловейса – М1 и выплавка из него M1m, для ТТГ гнейса Иисалми – М2 и М2 m, для гранита Салминского массива – М3 и М3 m соответственно. Для кислорода приняты условия Fe2O3: FeO = 0.2, минимальная фракция выплавки из боковых пород = 0.05, исходное содержание воды в боковой породе принято в 1.0 вес. %.

 

Результаты моделирования. Солидус Салминских гранитов достигался при Т около 783°C, когда Т базальтового расплава составляла 1109°C, тепловое равновесие между внедрившимся расплавом и гранитами устанавливалось при Т около 910°C, к этому моменту доля выплавки из боковых пород, добавляющаяся в камеру, возросла до 1.1% по сравнению с 0.2% вблизи солидуса, всего кумулятивно могло быть добавлено до 12% гранитной выплавки от массы поступившей магмы, которая к моменту достижения изотопного состава ферробазальтов была закристаллизована на 50–55%. Выплавка содержала до 380 μг/г Nd, в магме концентрация Nd возрастала от исходных 20 до 150 μг/г, а изотопный состав изменялся от ε_Nd(1457) = +1.0 до –5.6 (рис. 4 а).

Для архейских гранодиоритов солидус достигался при Т около 825°C, когда Т базальтового расплава составляла 1140°C, тепловое равновесие между внедрившимся расплавом и боковыми породами устанавливалось при Т около 980°C, к этому моменту доля выплавки из боковых пород, добавляющаяся в камеру, возросла до 1.2% по сравнению с 0.1% вблизи солидуса, всего кумулятивно могло быть добавлено до 14% гранитной выплавки от массы поступившей магмы, которая к моменту достижения значений εNd(1457) в –4…–5 была закристаллизована на 46–56%. Выплавка содержала до 114 μг/г Nd, в магме концентрация Nd возрастала от исходных 20 до 90 μг/г, а изотопный состав изменялся от εNd(1457) = +1.0 до –8.7 (рис. 4 а).

Для архейских ТТГ-гнейсов солидус достигался при Т около 820°C, когда Т базальтового расплава составляла 1160°C, тепловое равновесие между внедрившимся расплавом и боковыми породами устанавливалось при Т около 970°C, к этому моменту доля выплавки из боковых пород, добавляющаяся в камеру, возросла до 0.6% по сравнению с 0.1% вблизи солидуса, всего кумулятивно могло быть добавлено до 10% гранитной выплавки от массы поступившей магмы, которая к моменту установления теплового равновесия была закристаллизована на 57%. Выплавка содержала до 210 μг/г Nd, в магме концентрация Nd возрастала от исходных 20 до 64 μг/г, а изотопный состав изменялся от εNd(1457) = +1.0 до –11 (рис. 4 а).

Моделирование показывает, что в случае нео- архейских санукитоидов как боковых пород изотопный состав Nd, наблюдаемый в породах Валаамского силла, не достигается (рис. 4 а). Столь низкорадиогенный изотопный состав Nd как в этих породах, может быть получен, если в качестве контаминанта выступает более древнее вещество (мезоархейские ТТГ гнейсы). Процесс AFC приводит к изотопному составу и концентрациям Nd, наблюдаемым в ферробазальтах и феррогаббро при кристаллизации 50–60% исходной магмы. При этом петрохимические характеристики (содержания SiO₂, Fe₂O₃общ) модельных составов близки к наблюдаемым в этих породах и тренд фракционирования показывает феннеровский тип с накоплением железа при постоянном или слегка снижающимся содержанием SiO₂ до того, как начнет сказываться вклад коровой контаминации (рис. 4 б, в).

Геологическая модель. Полученные результаты позволяют предположить, что ферробазальты и феррогаббро были сформированы двумя порциями толеитового расплава, вполне вероятно отделившимися от одного и того же источника. Первая порция, сформировавшая ферробазальты, должна была подниматься в условиях относительного растяжения, если сравнивать с условиями подъема второй порции, сформировавшей силл, так как она испытала меньшее фракционирование, и излилась на поверхность в виде лавы, застывшей в порфировую породу. К месту излияния ферробазальты приходили с примерно 50–55% кристаллов и после излияния не испытывали существенной дифференциации, в отдельных потоках имела место ликвация высоко-Fe- и высоко-Si-расплавов с появлением Fe-оксидных глобул. Вторая порция была застопорена в нижней коре, где испытала значительную дифференциацию и сильную контаминацию, она внедрилась в приповерхностные условия в виде кристаллической каши. В месте внедрения силла расплав был сильно переохлажден, на что указывают гранофировые структуры, и имело место только небольшое гравитационное расслоение.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

На наш взгляд, проведенное моделирование показало два важных аспекта в контаминации коровым веществом континентальных толеитов: во-первых, ассимиляция выплавок из боковых пород делает этот процесс более эффективным, чем простое смешение с боковыми породами или классическая модель AFC без учета тепловых свойств пород, так как обеспечивает высокие концентрации Nd (в нашем случае) в ассимилянте даже при их невысоких концентрациях в источнике (вмещающих породах) и, во-вторых, фракционирование по толеитовому тренду препятствует сильному росту SiO₂ в остаточном расплаве даже при дополнительном вкладе кремнезема, так как кристаллизация пироксенов обеспечивает его эффективный отвод. Эти факторы приводят к тому, что породы сохраняют базитовую петрохимию, но испытывают сильный изотопный сдвиг в область коровых значений.

БЛАГОДАРНОСТИ

Авторы благодарят А. В. Самсонова и анонимного рецензента за конструктивные рецензии, способствовавшие улучшению статьи.

ИСТОЧНИК ФИНАНСИРОВАНИЯ

Исследования выполнены за счет средств Российского научного фонда, проект № 22-27-00318.

КОНФЛИКТ ИНТЕРЕСОВ

Авторы данной работы заявляют, что у них нет конфликта интересов.

作者简介

А. Nosova

Institute of Geology of Ore Deposits, Petrography, Mineralogy and Geochemistry Russian Academy of Sciences

编辑信件的主要联系方式.
Email: nosova@igem.ru
俄罗斯联邦, Moscow

N. Lebedeva

Institute of Geology of Ore Deposits, Petrography, Mineralogy and Geochemistry Russian Academy of Sciences

Email: nosova@igem.ru
俄罗斯联邦, Moscow

А. Vozniak

Institute of Geology of Ore Deposits, Petrography, Mineralogy and Geochemistry Russian Academy of Sciences

Email: nosova@igem.ru
俄罗斯联邦, Moscow

L. Sazonova

Institute of Geology of Ore Deposits, Petrography, Mineralogy and Geochemistry Russian Academy of Sciences; Lomonosov Moscow State University

Email: nosova@igem.ru
俄罗斯联邦, Moscow; Moscow

Yu. Larionova

Institute of Geology of Ore Deposits, Petrography, Mineralogy and Geochemistry Russian Academy of Sciences

Email: nosova@igem.ru
俄罗斯联邦, Moscow

I. Kondrashev

Institute of Geology of Ore Deposits, Petrography, Mineralogy and Geochemistry Russian Academy of Sciences

Email: nosova@igem.ru
俄罗斯联邦, Moscow

参考

补充文件