Lu-Hf isotope composition of zircon from syenites of the Sakharjok alkaline massif, Kola Peninsula

Full Text

Наиболее ранние проявления щелочного магматизма с образованием сиенитов, нефелиновых сиенитов, щелочных гранитов, монцодиоритов, карбонатитов, лампрофиров, а также высококалиевых базитовых щелочных лав с возрастами 2.7—2.5 млрд лет известны на Канадском и Балтийском щитах, в Гренландии, Австралии и Южной Африке (Hill et al., 1992; Blichert-Toft et al., 1996; Lassen et al., 2000; Зозуля и др., 2007). Отсутствие щелочных пород с возрастами древнее 2.7 млрд лет объясняется различием тектонических режимов и условий формирования щелочных расплавов в раннем архее и в более поздние периоды. В частности, высокая температура палео- и мезоархейской мантии могла препятствовать возникновению щелочных магм, образующихся при малой степени плавления мантийных протолитов (Blichert-Toft et al., 1996). Вследствие этого появление в неоархее щелочных пород может свидетельствовать об изменении температурного режима мантии, а также наиболее раннем проявлении тектоники плит (Blichert-Toft et al., 1995) или активности плюмов (Ruchlov, Bell, 2010).

В восточной части Кольского полуострова щелочными породами — агпаитовыми субщелочными и щелочными гранитами, граносиенитами, щелочными и нефелиновыми сиенитами — образована неоархейская Кейвская щелочная провинция площадью более 2500 км². Наиболее ранние по времени образования магматиты повышенной щелочности представлены ассоциацией латитов–монцонитов–гранитов (АЛМГ) с возрастом 2674 ± 6 млн лет (Ветрин, Родионов, 2009). К преобладающим породам в составе провинции относятся щелочные граниты, граносиениты, кварцевые сиениты, образующие 12 массивов площадью от 3 до 1300 км² (Батиева, 1976). Формирование этих пород происходило в узком возрастном интервале: 2666 ± 10 (Понойский массив; Ветрин, Родионов, 2009) до 2674 ± 6 млн лет (массив Западные Кейвы; Митрофанов и др., 2000). Щелочной магматизм провинции завершился образованием Сахарйокского массива щелочных и нефелиновых сиенитов.

Геологическое, геохимическое и изотопно-геохимическое изучение пород и минералов Сахарйокского массива показало мантийное происхождение исходных расплавов (Батиева, Бельков, 1984) и их принадлежность к обогащенному источнику, сходному с таковым для базальтовых OIB-магм (Зозуля и др., 2007, 2012). Этот вывод, сделанный на основе геохимических и изотопно-геохимических данных (Sm-Nd, Rb-Sr), представляется достаточно важным, так как для большинства неоархейских щелочных пород предполагается происхождение исходных расплавов за счет вещества деплетированной мантии (Blichert-Toft et al., 1996; Vervoort, Blichert-Toft, 1999).

Нами выполнено изучение Lu-Hf изотопной системы в цирконе из сиенитов массива. Известно, что циркон остается устойчивым во многих геологических процессах, сохраняя в неизмененном виде изотопный состав материнских расплавов (Griffin et al., 2000, 2014).

ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА

Сахарйокский массив, открытый и впервые изученный И. Д. Батиевой и И. В. Бельковым (Батиева, Бельков, 1984), расположен в юго-западной части Кейвского мегаблока центральной части Кольского полуострова. Вмещающие породы представлены неоархейскими щелочными гранитами, тоналитовыми гнейсо-гранитами, габбро-лабрадоритами и ортогнейсами лебяжинской свиты, в палеопротерозое метаморфизованными в условиях амфиболитовой и эпидот-амфиболитовой фаций. Массив имеет вытянутую каплевидную форму и северо-западное простирание. Длина массива составляет около 7 км, ширина — от 2.3 км в северной части до 0.2—0.4 км на юге, общая площадь равна примерно 5 км². Массив сложен тремя интрузивными фазами (Магматические формации.., 1985): 1 — щелочными габброидами, 2 — щелочными сиенитами, 3 — нефелиновыми сиенитами. Щелочные габброиды первой фазы представлены эссекситами, тералитами с возрастом 2666 ± 4 млн лет (Зозуля, Баянова, 2013), образующими ксенолиты в нефелиновых сиенитах. Щелочные сиениты приурочены к юго-западному лежачему боку массива, нефелиновые сиениты — к его северной и северо-восточной частям. В небольшом количестве установлены пегматиты нефелиновых сиенитов, альбититы и слюдяно-альбитовые метасоматиты. В пределах рудного блока площадью около 2 км², локализованного в северной части массива, нефелиновые сиениты содержат 14 линзообразных циркон-бритолит-пирохлоровых рудных тел (рис. 1). Генезис руд не однозначен: наряду с представлениями о магматической кристаллизации рудных тел в неоархее (Зозуля и др., 2012) рассматривается возможность их образования в результате переотложения рассеянной минерализации при переработке пород массива коровыми флюидами в протерозое (Ветрин и др., 2014).

 

Рис. 1. Схематическая геологическая карта месторождения Сахарйок (по: Мультимедийный справочник.., 2001), с упрощениями.

 

ГЕНЕТИЧЕСКИЕ ТИПЫ, СОСТАВ И ВОЗРАСТ ЦИРКОНА

Кристаллы циркона в щелочных и нефелиновых сиенитах массива Сахарйок имеют неоднородное зональное, местами мозаичное строение, обусловленное наличием фрагментов и зон, возникших на магматическом, гидротермальном и метаморфическом этапах их формирования (Лялина и др., 2010; Зозуля и др., 2012; Ветрин и др., 2014).

Магматический циркон встречен в щелочных сиенитах, где он образует центральные части призматических и дипирамидально-призматических кристаллов. Этот циркон имеет неотчетливо выраженную зональность (рис. 2, а—г), повышенные концентрации РЗЭ (среднее 1768 ppm), отчетливо проявленный Ce-максимум (10.2—342, среднее 105) и Eu-минимум (0.15—0.22, среднее 0.19). Время кристаллизации магматического циркона и, соответственно, вмещающих щелочных сиенитов, определенное U-Pb методом, составляет 2645 ± 7 млн лет (Ветрин и др., 2014). Температура его образования, оцененная с помощью Ti-в-цирконе геотермометра (Watson et al., 2006), равна 700—780 °С. Магматический циркон в изученных нами образцах нефелиновых сиенитов не обнаружен. По данным Т. Б. Баяновой (2004) возраст магматического циркона из нефелиновых сиенитов составляет 2613 ± 35 млн лет.

Циркон гидротермального генезиса встречен в нефелиновых сиенитах рудного блока, где он образует внутренние зоны индивидов призматического и дипирамидального облика. В катодолюминесцентном (КЛ) излучении он диагностирован в участках темного цвета неправильной формы с волнистыми границами, часто имеет пористое строение вследствие насыщенности флюидными и твердофазными включениями. Кристаллы слабо зональны и окружаются каймами метаморфогенного циркона более светлой окраски (рис. 2, д). Особенностями состава гидротермального циркона являются повышенные концентрации легких РЗЭ и малая величина отношения Ce/Ce* (0.7—3.9, среднее 2.0). Температура образования изученных кристаллов составляет 600—670°С, возраст — 1832 ± 7 млн лет (Ветрин и др., 2014).

 

Рис. 2. Кристаллы циркона из щелочных и нефелиновых сиенитов. КЛ изображения. Кружки показывают участки локализации ионного зонда. Их номера соответствуют номерам анализов в таблице.

 

Метаморфический циркон в КЛ-излучении имеет светлую окраску и образует оболочки в кристаллах циркона из щелочных сиенитов, оболочки и неправильной формы обособления в кристаллах из нефелиновых сиенитов (рис. 2, е—з). По составу метаморфический циркон отличается от циркона магматического генезиса в 4—5 раз более низкой концентрацией редкоземельных элементов (среднее 385 ppm), пониженным значением Ce/Ce* (13.1—63.7, среднее 31.9). Температура кристаллизации циркона оболочек составляет 520—540°С, и его возраст оценен величиной 1784 ± 22 млн лет (Ветрин и др., 2014).

МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЯ

Изотопный состав Hf в цирконе из датированных на SHRIMP II кристаллах (Ветрин и др., 2014) определен в Университете Маккуори, Сидней, Австралия по методике (Griffin et al., 2000). Анализ изотопного состава выполнен в тех же точках, в которых проводилось U-Pb SIMS датирование, с диаметром точек определения 40—50 мкм и глубиной кратера 20—40 мкм. Изотопный состав Hf установлен методом лазерной абляции (Photon-Machines Excimer System) и масс-спектрометрии с ионизацией в индуктивно связанной плазме (Nu–Plasma MC–ICPMS). Во время измерений среднее значение ¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf для стандарта Мад Танк составило 0.282509 ± 0.000007 (n = 4) и для цирконового стандарта Temora II — 0.282663 ± 0.000008 (n = 5). С целью вычисления инициальных ¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf и ɛHf использовались значения возраста по изотопному отношению ²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb для данного участка циркона, измеренное отношение ¹⁷⁶Lu/¹⁷⁷Hf и константа распада ¹⁷⁶Lu = 1.865 · 10^–11 год^–1 (Scherer et al., 2001). Проведенный анализ не выявил положительной корреляции между величинами отношений εHf(t) с ¹⁷⁶Yb/¹⁷⁷Hf и ¹⁷⁶Lu/¹⁷⁷Hf, чем определяется корректный учет изобарных наложений. При обработке данных принята постоянная распада ¹⁷⁶Lu = 1.865 · 10^–11 лет^–1, для расчета ɛHf(t) использованы хондритовые величины: ¹⁷⁶Lu/¹⁷⁷Hf = 0.0332 и ¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf = 0.282772 (Blichert-Toft, Albarede, 1997). Модельный Hf-возраст определен относительно деплетированной мантии (DM) с параметрами: ¹⁷⁶Lu/¹⁷⁷Hf = 0.0384 и ¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf = 0.28325 (Bouvier et al., 2008) при среднем значении ¹⁷⁶Lu/¹⁷⁷Hf = 0.015 для коры в целом (Griffin et al., 2002).

Lu-Hf ИЗОТОПНАЯ СИСТЕМАТИКА ЦИРКОНА

При петрологических исследованиях результативно использование Lu-Hf изотопной системы циркона, которая является трассером мантийных и мантийно-коровых процессов (Blichert-Toft, Albarede, 1997; Griffin et al., 2002; Vervoort, Blichert-Toft, 1999; и ссылки в этих работах). Циркон остается устойчивым во многих геологических процессах, сохраняя Hf-изотопный состав исходных магм. Эти свойства циркона вместе с возможностью его использования в качестве U-Pb геохронометра делают анализ изотопного состава Hf в цирконе важным инструментом при изучении условий образования пород и минералов.

Результаты изучения Lu-Hf изотопной системы в цирконе из щелочных и нефелиновых сиенитов массива Сахарйок приведены в таблице и на рис. 3.

 

Lu-Hf изотопные данные для циркона из сиенитов Сахарйокского массива

Lu-Hf isotope data for zircon in syenites of the Sakharjok massif

№ точек	Порода	176Hf/177Hf	±σ	176Lu/177Hf	176Yb/177Hf	t, млн лет	D, %	Hfin	εHf(t)	±σ	tDM, млрд лет
12-19-10.1	Щелочные сиениты	0.281117	0.000009	0.001469	0.052530	2656	2	0.281042	–1.3	0.3	3.01
12-19-10.2		0.281376	0.000009	0.000339	0.011952	1822	2	0.281364	–9.2	0.3	2.57
12-19-1p.1		0.281169	0.000010	0.002469	0.087237	2652	1	0.281044	–1.3	0.4	3.02
12-19-2.1		0.281156	0.000010	0.002266	0.084425	2649	0	0.281041	–1.5	0.3	3.02
12-19-2.2		0.281310	0.000009	0.000315	0.011411	1819	3	0.281299	–11.6	0.3	2.66
12-19-4.1		0.281219	0.000010	0.002864	0.103326	2658	0	0.281074	–0.1	0.4	2.98
12-19-4.4		0.281170	0.000009	0.001817	0.066503	2636	0	0.281079	–0.5	0.3	2.96
12-19-6.1		0.281305	0.000011	0.005770	0.210492	2644	0	0.281013	–2.6	0.4	3.10
12-19-6.3		0.281448	0.000008	0.000279	0.009236	1772	0	0.281438	–7.7	0.3	2.47
07cx-16-1.1	Нефелино- вые сиениты	0.281221	0.000008	0.000287	0.011681	1850	4	0.281210	–14.0	0.3	2.78
07cx-16-1.3		0.281202	0.000006	0.001270	0.049938	1834	4	0.281157	–16.3	0.2	2.88
07cx-16-3.1		0.281203	0.000007	0.000495	0.020145	1842	3	0.281185	–15.1	0.3	2.82
07cx-16-3.2		0.281210	0.000008	0.000616	0.026017	1858	6	0.281189	–14.6	0.3	2.82
07cx-16-4.1		0.281197	0.000010	0.001176	0.051768	1817	3	0.281156	–16.7	0.3	2.88
07cx-16-5.1		0.281186	0.000007	0.000875	0.036241	1837	2	0.281155	–16.3	0.3	2.87
07cx-18-1.1		0.281204	0.000009	0.000592	0.026175	1871	8	0.281183	–14.5	0.3	2.83
07cx-18-2.1		0.281197	0.000007	0.000717	0.029536	1907	12	0.281171	–14.1	0.3	2.84

Примечание. D — степень дискордантности определения возраста.

 

 

Рис. 3. Диаграммы изотопного (Lu-Hf) состава циркона из сиенитов Сахарйокского массива. На диаграмме (а) цифрами обозначены области изотопного состава циркона комплексов пород: 1 — Сиуруа, 2 — Иисалми, 3 — эклогиты Кольского полуострова (Mints et al., 2010), 4 — плагиогнейсы Кольской сверхглубокой скважины (Ветрин и др., 2016), 5 — неоархейская нижняя кора (Ветрин и др., 2017), 6 — неоархейская ассоциация латитов-монцонитов-гранитов (Ветрин, 2018), 7 — неоархейские щелочные граниты Кольского полуострова (Ветрин и др., 2019), 8 — лейкограниты Южной Финляндии, 9 — порфировидные граниты Кольского полуострова и Северной Финляндии. 1, 2, 8, 9 — по данным (Heilimo et al., 2013; 2014). Высота значков соответствует погрешности определения (±1σ). Пунктирной линией показан тренд эволюции состава коры с 176Lu/177Hf = 0.015.

 

Обр. 12—19. Выполнены 6 анализов изотопного состава Hf в 4 кристаллах неоархейского возраста (t_Zr = 2636—2658 млн лет, D = 0—2 %) из щелочных сиенитов и 3 анализа краевых частей этих же зерен (t_Zr = 1772—1822 млн лет, D = 0—3 %). Первичное отношение ¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf в неоархейском цирконе центральных частей зерен колеблется в пределах 0.281013—0.281079. Модельный возраст t_DM циркона, определяющий минимальный возраст источника расплава, из которого кристаллизовался циркон, изменяется в пределах 2.96—3.10 млрд лет и свидетельствует о мезоархейском возрасте протолитов, не вскрытых на уровне современного эрозионного среза Кейвского мегаблока. Величина εHf(t) в цирконе изменяется от –0.1 до –2.6. Для двух образцов (12-19-4.1 и 12-19-4.2, см. таблицу) с наиболее радиогенными изотопными характеристиками величина εHf(t) составляет –0.1 ± 0.4 и –0.5 ± 0.3 и приближается к хондритовому (εHf(t) = 0) значению, характерному для производных плюма, образованного в глубинной мантии. На изотопных (Lu-Hf) диаграммах (рис. 3) точки состава неоархейского циркона образуют компактный кластер, расположенный ниже или вблизи линии эволюции однородного хондритового резервуара (CHUR), пересекающийся с полями составов магматического циркона из АЛМГ, щелочных гранитов, неоархейской нижней коры, а также архейского метаморфического циркона из тоналитовых гнейсов Кольской сверхглубокой скважины СГ-3 и эклогитов северной части Беломорского подвижного пояса.

Модельный возраст метаморфических оболочек t_DM = 2.47—2.66 (среднее 2.57) млрд лет значимо меньше модельного возраста ядер кристаллов и свидетельствует об участии в составе оболочек вещества палеопротерозойского возраста. По сравнению с ядрами кристаллов оболочки имеют на порядок более низкие отношения ¹⁷⁶Lu/¹⁷⁷Hf (0.000279—0.000339). Пересчет Lu-Hf изотопных данных неоархейских ядер кристаллов на возраст образования оболочек (1772—1822 млн лет) дает расчетные значения εHf(t) в интервале –19.3÷–19.8 (среднее –19.5), что существенно ниже определенных для оболочек величин εHf (от –7.7 до –11.6, среднее –9.5). Известно, что отношение ¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf в цирконе метаморфического генезиса зависит от условий взаимодействия кристаллов с матрицей породы, обычно имеющей более высокое Lu/Hf отношение и, соответственно, повышенные концентрации радиогенного гафния (Chen et al., 2010). Взаимодействие циркона с матрицей породы, происходившее в условиях открытой или закрытой систем, приводит, соответственно, к увеличению или сохранению отношения ¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf по сравнению с магматическими кристаллами циркона. Имеющиеся данные свидетельствуют о формировании метаморфических кайм кристаллов циркона, вероятно, в условиях открытой системы, имевшей более радиогенный состав Hf.

Для циркона гидротермального генезиса из нефелиновых сиенитов (обр. 07-16, 07-18) выполнено 8 анализов изотопного состава Hf. По сравнению с метаморфическими оболочками изученные кристаллы циркона с возрастами 1817—1907 млн лет (D = 2—12 %) имеют повышенные значения модельного возраста (t_DM = 2.78—2.88) и пониженные величины εHf(t) (от –14.0 до –16.3), что определяет положение точек состава изученных кристаллов циркона ниже линии развития изотопного состава коры с ¹⁷⁶Lu/¹⁷⁷Hf = 0.015 (рис. 3). Существенно нерадиогенный состав Hf в цирконе обусловлен, вероятно, близким к коровому изотопным составом палеопротерозойских растворов при формировании гидротермальных кристаллов.

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Как было показано выше, магматический циркон из щелочных сиенитов имеет отрицательные значения ɛHf(t) от –0.1 до –2.6, что в целом является необычным для неоархейского циркона, которому более свойственны положительные значения ɛHf(t), характерные для производных деплетированной мантии (Blichert-Toft et al., 1996; Griffin et al., 2000). Отрицательные или близкие к нулю положительные значения ɛNd(t), свидетельствующие об обогащенном источнике расплавов, установлены и при изучении Sm-Nd изотопной системы в породах всех фаз Сахарйокского массива (Геология архея.., 2006; Зозуля и др., 2007).

С учетом сказанного, образование циркона с пониженными значениями ɛHf(t) могло происходить:

1 — при кристаллизации из производных расплавов OIB или MORB типов, образованных в процессе плавления деплетированной мантии и контаминированных породами или расплавами коры при подъеме глубинных магм к поверхности;

2 — при образовании из расплавов корового генезиса;

3 — в результате кристаллизации из расплавов, образованных в результате плавления вещества субконтинентальной литосферной мантии (СКЛМ) под воздействием вещества плюма.

Поскольку изученные кристаллы циркона характеризуются только отрицательными величинами ɛHf(t), имеющими малую дисперсию распределения частных значений, первый вариант представляется маловероятным. Выдержанный по главным и редким элементам состав сиенитов (Зозуля и др., 2012), а также отсутствие в них ксеногенных кристаллов циркона также свидетельствует об ограниченном проявлении процессов контаминации расплавов материалом верхней коры. Этот вывод подтверждается и отсутствием положительной корреляционной связи между ¹⁷⁶Lu/¹⁷⁷Hf и ɛHf(t) в цирконе из щелочных сиенитов (см. таблицу), свойственной циркону мантийного генезиса, контаминированного веществом древней коры (Blichert-Toft, Albarede, 1997).

Существенная информация о принадлежности расплавов к мантийным или коровым производным, а также об эволюции исходных расплавов может быть получена при сопоставлении данных по изучению Lu-Hf и Sm-Nd изотопных систем. Работами ряда исследователей (Vervoort, Patchett, 1996; Vervoort, Blichert-Toft, 1999) показано, что изотопные отношения ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd и ¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf в породах и цирконе образуют единую последовательность (terrestrial array), включающую земные породы мантийного и корового происхождения: MORB, OIB, гранитоиды, осадочные и метаморфические породы. На диаграмме в координатах ɛNd — ɛHf (рис. 4) точки состава циркона из щелочных сиенитов находятся в пределах единой последовательности, располагаясь ниже тренда составов базальтов океанических островов (OIB). Точки составов метаморфогенного циркона оболочек кристаллов и циркона гидротермального генезиса смещены в сторону континентальной коры, что обусловлено, вероятно, их кристаллизацией из флюидов существенно корового генезиса.

 

Рис. 4. Изотопный состав гафния и неодима в цирконе из сиенитов Сахарйокского массива (по: Vervoort et al., 1999). Положение областей OIB, MORB, DM по (Blichert-Toft, Albarede, 1997), континентальной коры по (Tolstikhin, Kramers, 2008). Данные по ɛNd(t) взяты из работы (Зозуля и др., 2007) с пересчетом на возраст 2645, 1832 и 1784 млн лет для циркона магматического (1), метаморфического (2) и гидротермального (3) генезиса соответственно.

 

Циркон из щелочных сиенитов по сравнению с OIB имеет более низкие значения ɛHf и ɛNd, определяющие его принадлежность к мантийным производным протолитов, по изотопному составу близких к CHUR (рис. 3). Происхождение таких расплавов связывается с деятельностью плюмов (Storey et al., 1991; Blichert-Toft et al., 1995) или при плавлении вещества СКЛМ. Как показано В. Л. Гриффином и соавторами (Griffin et al., 1999; 2000), состав СКЛМ изменяется от высокодеплетированного в архее до относительно обогащенного в фанерозое. В то же время для части пород архейской СКЛМ установлено аномальное обогащение несовместимыми элементами (LREE, Zr, Sr и др.), связанное с мантийным метасоматозом (Erlank et al., 1987) и плюм-литосферным взаимодействием (Blichert-Toft et al., 1995). Предполагается, что для среднего состава СКЛМ ɛNd < 0, ɛHf < 0 (Griffin et al., 1999). При подъеме через литосферную мантию плюмовые производные могут быть контаминированы веществом СКЛМ с образованием пониженных отрицательных значений ɛHf(t) в цирконе из этих пород.

Для литосферной мантии Балтийского щита по результатам геофизических исследований (Guggisberg, Berthelsen, 1987) и изучения глубинных ксенолитов (Арзамасцев и др., 2009; Peltonen, Brügman, 2006; Peltonen et al., 2002; Beard et al., 2007) выявлена расслоенность, обусловленная изменением состава и физических свойств слагающих ее пород. Наименее глубинный слой А, расположенный на глубине 60—110 км, сложен деплетированными шпинелевыми и шпинель-гранатовыми лерцолитами и гарцбургитами. Предполагается, что они сформировались за счет существенно деплетированного архейского протолита, испытавшего неоднократные процессы мантийного метасоматоза, приводившие к формированию флогопита, амфибола, ильменита и апатита. Слой В (110—180 км) образован гранатовыми перидотитами реститовой природы, образованными после выплавления коматиитовых расплавов из палеоархейского протолита. Наиболее глубинный слой С, залегающий на глубинах 180—250 км, сложен гранатовыми лерцолитами и гарцбургитами, аналогичными породам слоя В метасоматически измененными около 2 млрд лет назад при распаде архейского континента (Peltonen, Brügman, 2006). Данные петрологического моделирования показывают возможность образования примитивных щелочных расплавов при низких степенях плавления (0.3—0.5 %) метасоматизированной мантии, по составу отвечающей флогопитсодержащему лерцолиту в условиях гранатовой фации глубинности (White, McKenzie, 1989; Арзамасцев и др., 2009).

С учетом сказанного можно предположить, что формирование неоархейской Кейвской щелочной провинции происходило в результате плюм-литосферного взаимодействия, вызванного поднятием неоархейского плюма, обусловившего процессы метасоматического изменения и последующего парциального плавления пород субкратонной литосферной мантии и коры. Исходные расплавы Сахарйокского массива могли быть образованы при возобновлении плюмовой активности, происходившей на 20—30 млн лет позже образования щелочных гранитов провинции при селективном плавлении пород метасоматически измененной литосферной мантии.

ВЫВОДЫ

1. Циркон из щелочных сиенитов с наиболее радиогенными изотопными характеристиками имеет значения ɛHf(t) близкие к CHUR, свойственные производным мантийного плюма. При подъеме через литосферную мантию плюмовые производные могли быть контаминированы веществом СКЛМ с образованием пониженных отрицательных значений ɛHf(t) в цирконе из этих пород.
2. Существенно нерадиогенный состав Hfв цирконе гидротермального и метаморфического генезиса обусловлен, по-видимому, близким к коровому изотопным составом палеопротерозойских растворов, из которых происходила кристаллизация новых генераций циркона. В результате переработки этими растворами пород массива в протерозое происходило переотложение рассеянной цирконий-редкоземельной минерализации с образованием рудных тел по зонам повышенной циркуляции гидротермальных флюидов.
3. Формирование неоархейской щелочной Кейвской провинции происходило, вероятно, в результате плюм-литосферного взаимодействия, вызванного поднятием неоархейского плюма, обусловившего процессы метасоматического изменения и последующего парциального плавления пород субкратонной литосферной мантии и коры.

 

Исследования выполнены по теме НИР 0226-2019-0052 ГИ КНЦ РАН при частичной поддержке РФФИ (грант 16-05-00756а) и Госконтракта № 13/17-1.

About the authors

Valeriy R. Vetrin

Kola Science Center of the RAS; Institute of Mineralogy, Geochemistry and Crystalochemistry of Rare Elements of the RAS

Author for correspondence.
Email: vetrin.val@gmail.com
SPIN-code: 3512-4033

Dr. Ph., leading sci. researcher, Geological Institute

Russian Federation, 14 Fersman St. Apatity Murmansk region 184209 Russia; 15 Veresayev St. Moscow 121357 Russia

Elena A. Belousova

Macquarie University

Email: elena.belousova@mq.edu.au

Dr. Sci, Professor, Dept. of Earth and Planetary Sciences, Faculty of Science 

Australia, NSW 2109, Sydney, Australia

References

Supplementary files