CC BY
22
УДК 550.4:552.323:551.72 (234.82) Б01: 10.19110/2221-1381-2016-12-3-15
петрогенезис и геодинамика позднЕдокЕмврийских вулканитов северо-западного ПАй-хоя
Т. А. Канева
Институт геологии Коми НЦ УрО РАН, Сыктывкар
ta_kaneva@mail.ru
До настоящего времени позднедокембрийские магматические образования в составе Амдерминского блока Пай-Хоя в плане минерального и химического составов, их эволюции и палеогеодинамической позиции были недостаточно изучены. В работе приводятся результаты изучения позднедокембрийских магматических образований Северо-Западного Пай-Хоя. Были использованы методы оптической и электронной микроскопии, химического и изотопного анализа. Установлено, что позднедокембрийские магматические образования Северо-Западного Пай-Хоя формировались в островодужной надсубдукционной обстановке и обстановке задугового спрединга. Геологические, петрографические и петрогеохимические данные свидетельствуют о существовании двух пространственно разобщенных палеодуг. Породы морозовской свиты представляют собой фрагменты позднерифейской Морозовской палеоостровной дуги и области задугового спрединга, а вулканиты сокольнинской свиты являются реликтами более молодой Сокольнинской палеоостровной дуги рифейско-вендского возраста. Фракционная кристаллизация являлась основным механизмом эволюции расплавов, из которых были сформированы магматические породы морозовской и сокольнинской свит.
Ключевые слова: зона субдукции, островная дуга, вулканогенные породы, клинопироксен, фракционная кристаллизация, Северо-Западный Пай-Хой.
PETROGENESIS AND GEODYNAMICS OF VOLCANIC ROCKS LATE PRECAMBRIAN THE NORTHWEST PAY-KHOY
T. A. Kaneva
Institute of Geology of Komi SC UD of RAS, Syktyvkar
Mineral and chemical composition of the Late Precambrian igneous rocks of northwestern Pay-Khoy, their evolution and paleogeodynamic position to date have been insufficiently studied. The results of the study of the Late Precambrian igneous rocks of northwestern Pay-Khoy are given in the publication. We used the methods of optical and electron microscopy, chemical and isotopic analysis. It was found that the Late Precambrian igneous rocks of northwestern Pay-Khoy were formed in the island-suprasubduction environment and back-arc spreading environment. Geological, petrographic and petrogeochemical data suggested the existence of two spatially separated island arcs. The rocks of morozovskaya suite recorded as early stage of island arc magmatism, and situation back-arc spreading, and sokolninskaya suite -developed stage. Fractional crystallization was the main mechanism of evolution of the melts from which Late Precambrian igneous rocks of northwestern Pay-Khoy were formed.
Keywords: subduction zone, island arc, volcanic rocks, clinopyroxene, fractional crystallization, Late Precambrian igneous rocks, northwestern Pay-Khoy.
Введение
В пределах западного склона Полярного Урала известны выходы вулканогенных пород рифейско-вендского возраста, выделяемые в составе единой островодужной бедамельской серии (КР3—У£^). Они распространены фрагментарно в пределах поднятий Оченырд, Манитанырд и Енганепэ. Докембрийские образования Северо-Западного Пай-Хоя, входящие в состав Амдерминского блока, по характеру разреза сопоставляют с полярно-уральскими доуралидами.
Стратиграфическая последовательность верхне-рифейско-вендских вулканогенно-осадочных толщ в составе Амдерминского блока Пайхойского антикли-нория до сих пор является предметом многочисленных дискуссий. До настоящего времени позднедокем-брийские магматические образования в плане минерального и химического состава, их эволюции и условий формирования были недостаточно изучены.
Аналитические методы
Содержания породообразующих оксидов определялись традиционным весовым химическим методом в ЦКП «Геонаука» ИГ Коми НЦ УрО РАН (г. Сыктывкар) и анализировались рентгеноспек-тральным флуоресцентным методом в лаборатории Института геологии Коми НЦ РАН; разделение железа произведено методом мокрой химии.
Редкие и рассеянные элементы изучались ме-то дом масс-спектрометрии с индуктивно-связан-
ной плазмой (ISP— MS) во Всероссийском научно-исследовательском геологическом институте им. А. П. Карпинского (ВСЕГЕИ) и в Институте геологии рудных месторождений, петрографии, минералогии и геохимии Российской академии наук (ИГЕМ РАН).
Химический состав порфировых вкрапленников клинопироксена был проанализирован на спектральном электронном микроскопе TescanVega 3 LMH с эдс X-MAX 50mm Oxford Instruments в Институте геологии Коми НЦ УрО РАН (аналитик С. С. Шевчук).
Определения изотопного состава Sm-Nd проведены в Институте геологии и геохронологии докембрия Российской академии наук (ИГГД РАН) (аналитик В. М. Саватенков).
Геологическое положение
докембрийских образований
На северо-западе Пай-Хоя расположен Амдер-минский блок (рис. 1), в ядре которого на дневную поверхность выступает сложно устроенный комплекс пород, относимый к верхнему докембрию и несогласно перекрытый верхнекембрийско-ордовикскими отложениями [10, 14—16]. Блок представляет собой горст-антиклинорий, северо-восточное крыло которого сложено карбонатными отложениями верхне-рифейско-вендской амдерминской свиты [9], а юго-западное — вулканогенно-осадочными (островодуж-ными) и терригенными (орогенными) комплексами
Рис. 1. Схема строения докембрийского выступа в составе Амдерминского блока (по материалам ГДП-200 ЗАО «Поляргео»,
2015 г; Кузнецову А. Б. и др., 2016 с изменениями автора). Условные обозначения: 1 — палеозойские отложения нерасчлененные; 2 — амдерминская свита (RF3—V«m): кристаллические, микрофитолитовые известняки, редкие линзы кремней, тонкокристаллические углеродистые известняки; 3 — соколь-нинская свита (RF3—V.y£): песчаники, алевролиты, гравелиты, кремнистые сланцы, туфопесчаники, базальты, андезиты, рио-дациты, риолиты и их туфы, а также субвулканические образования; 4 — морозовская свита (RF3rnr): сланцы глинистые, кремнистые и углеродистые, известняки, доломиты, сланцы по кислым туфам, базальты, андезибазальты, андезиты, риодациты, их туфы, туфопесчаники, а также субвулканические образования; 5 — надвиги; 6 — разрывные нарушения; 7—8 — границы стратиграфических подразделений: 7 — согласные; 8 — несогласные; 9 — точки отбора проб
Fig. 1. Structural scheme of Precambrian bench (Amderminsky unit, north-western Pay-Khoy (based on CDP-200 CJSC «Polyaigeo»,
2015; by Kuznetsov et. al, 2016; with the author's changes). Legend: 1 — undifferentiated Paleozoic deposits; 2 — amderminskaya suite (RF3-V«rn): crystalline, microphytolithic limestones, rare silica lenses, fine crystalline carbonaceous limestones; 3 — sokolninskaya suite (RF3—Vs^): sandstones, siltstones, gravelites, silica shales, tuff sandstones, basalts, andesites, rhyodacites, rhyolites and their tuffs, subvolcanic formation; 4 — morozovskaya suite (RF3rnr): clay, silica and carbon shales, limestones, dolomites, shales on acidic tuffs, basalts, andesites, andesibasalts, rhyodacites, their tuffs, tuff sandstones, subvolcanic formation; 5 — thrusts; 6 — faults; 7—8 — boundaries of stratigraphic units: 7 — conformable, 8 — unconformable;
9 — sample points
пород верхнерифейской морозовской и верхнерифей-ско-вендской сокольнинской свит [5—8].
Стратиграфических переходов между породами выделяемых картируемых подразделений не выявлено, на большей части площади наблюдается смена с востока на запад пород карбонатной амдерминской свиты на вулканогенно-осадочные образования мо-розовской и сокольнинской свит. Все три свиты имеют между собой тектонические контакты. При проведении геологического картирования морозовская и сокольнинская свиты были разделены на подсвиты и выделены субвулканические образования.
Петрография
Позднедокембрийские магматические образования как морозовской, так и сокольнинской свит представлены разнообразными вулканогенными породами — эффузивными, эксплозивно-обломочными и субвулканическими.
В составе морозовской свиты присутствует широкий спектр пород — от трахибазальтов до трахианде-зитов, их литокристаллокластические и кристаллоли-токластические псефито-псаммитовые туфы, а также в подчиненном количестве — андезиты, дациты, рио-дациты и риолиты.
Породы основного состава характеризуются мин-далекаменной текстурой, порфировой и сериаль-но-гломеропорфировой структурой и микролито-вой, гиалопилитовой структурой основной массы. Порфировые вкрапленники (до 35 об. %) представлены соссюритизированным плагиоклазом (0.1—2.2 мм) и клинопироксеном (0.4—3.2 мм) ряда эндиопсид— диопсид—авгит. Основная масса состоит из тончайших лейст и микролитов соссюритизированного плагиоклаза, эпидот-клиноцоизита, хлорита (пикнохло-рита и диабантита), зерен авгита, иголочек амфибола (актинолита, магнезиальной роговой обманки, барру-азита) и лейкоксена.
Андезиты и трахиандезиты имеют микрофлю-идальную текстуру, сериально-гломеропорфировую структуру и пилотакситовую структуру основной массы. Вкрапленники (20 об. %) нацело альбитизиро-ванного плагиоклаза размером 0.2—2 мм встречаются в виде отдельных табличек и гломеропорфировых сростков. Основная масса состоит из беспорядочно ориентированных тонких лейст альбитизированного плагиоклаза, чешуек хлорита и тонкозернистого агрегата карбонатного вещества.
Породы кислого состава характеризуются сери-ально-гломеропорфировой структурой и ориентированной сланцеватой текстурой. Порфировые вкрапленники составляют 15 об. % и представлены удлиненно-таблитчатыми зернами альбитизированного и слабосерицитизированного плагиоклаза (0.1—5 мм) и идиоморфными или округлыми зернами кварца (0.1— 2.5 мм). Основная масса имеет сланцеватую текстуру и состоит из микрозернистого лепидогранобластово-го кварц-полевошпатового агрегата с небольшим количеством серицита.
Туфы обладают литокристаллокластической и кристаллолитокластической псефито-псаммитовой структурой и обломочной текстурой. Кристаллокласты представлены соссюритизированным плагиоклазом и
клинопироксеном. Литокласты угловатой и изоме-тричной формы являются эффузивами основного состава с порфировой структурой и миндалекаменной текстурой, среднего состава с пилотакситовым строением, кислого состава с афировым и заметно реже мелкопорфировым строением.
Среди эффузивных пород основного состава в составе морозовской свиты в пределах блока Нядейпэ — Няруйпэ выделяется отличающаяся по составу толща, сложенная базальтоидами с микропорфировой и афировой структурой и микроминдалекаменной, реже атакситовой текстурой. Структура основной массы пород апоинтерсертальная. Единичные вкрапленники представлены альбитизированным и серицити-зированным плагиоклазом (0.2—1 мм) и клинопироксеном (0.1—0.6 мм), нацело замещенным хлоритом. Основная масса состоит из лейст соссюритизирован-ного плагиоклаза, интерстиции между которыми заполнены микрозернистым агрегатом лейкоксена, хлорита, эпидота и титаномагнетита.
Субвулканические образования морозовской свиты представлены базальтами, трахибазальтами, андезибазальтами и трахиандезибазальтами с обиль-нопорфировой и сериально-порфировой структурой и миндалекаменной или массивной текстурой. Порфировые вкрапленники сложены соссюрити-зированными табличками и лейстами плагиоклаза (0.4—1.4 мм), их гломеропорфировыми сростками, призматическими зернами клинопироксена ряда эндиопсид — диопсид — авгит (до 60 % общего объема вкрапленников, 4—17 мм), в центре нередко замещенными волокнистым хлоритом (пикнохлоритом и ри-пидолитом), актинолитом, эпидотом, клиноцоизи-том. В основной массе лепидонематогранобластовой структуры присутствуют мелкие лейсты альбита, чешуйки хлорита (пикнохлорита и диабантита) и серицита, иголочки актинолита и магнезиальной роговой обманки, скопления мелких зерен эпидота и клино-цоизита, мелкие ксеноморфные угловатые зерна титанита, апатит.
Вулканогенные породы в составе сокольнинской свиты представлены широким рядом пород — от ан-дезибазальтов до риодацитов, а также кристаллолито-кластическими и кристалловитрокластическими псе-фито-псаммитовыми туфами переменного состава.
Андезибазальты характеризуются сериально-гло-меропорфировой структурой и миндалекаменной, реже массивной текстурой. Вкрапленники представлены нацело альбитизированным и серицитизиро-ванным плагиоклазом и редкими зернами клинопи-роксена. Микролитовая основная масса, сложенная агрегатом альбита и хлорита с микросгусточками лей-коксена, нередко сохраняет реликтовую интерсер-тальную, микролитовую, пилотакситовую или гиало-пилитовую структуру.
Трахиандезиты и андезиты имеют сериально-гло-меропорфировую структуру и ориентированную текстуру. Вкрапленники представлены альбитизирован-ным, слабохлоритизированным и соссюритизированным плагиоклазом размером 0.2—2.5 мм и редкими зернами клинопироксена размером 0.3—1 мм. Основная масса сложена тонкозернистым агрегатом альбита и хлорита, иногда в ней видны элементы реликтовой интерсертальной структуры.
Породы кислого состава имеют порфировую структуру с лепидогранобластовой реликтовой фель-зитовой и микропойкилитовой структурами основной массы и нечетко-флюидальную, сланцеватую текстуру. Вкрапленники представлены серицитизирован-ным плагиоклазом удлиненно-таблитчатой формы и кварцем с отчетливыми ровными, порой оплавленными краями. Основная масса с реликтовой фельзито-вой и участками микропойкилитовой структурой сложена микро- и тонкозернистым агрегатом альбита и кварца с небольшим количеством ориентированных чешуек серицита, подчеркивающих сланцеватость.
Кристаллолитокластические псефито -псаммитовые туфы имеют ориентированную текстуру. Лито-кластический материал представлен изометричными и вытянутыми обломками афировых и порфировых вулканитов кислого, среднего и основного состава. Во вкрапленниках встречаются зерна альбитизирован-ного плагиоклаза, реже кварца и альбитизированного калиевого полевого шпата.
Кристалловитрокластические алевропелитовые туфы имеют реликтовую слоистую и вторичную сланцеватую текстуру. Породы подверглись послойной карбонатизации и альбитизации, но сохранили мелкообломочное строение и состоят из сохранившего первичную форму кластического пеплового материала и близкого по составу цемента.
Особенности состава клинопироксена
Клинопироксены являются наиболее хорошо сохранившимися, слабо затронутыми вторичным преобразованием породообразующими минералами в из-
ученных магматических породах. Нами были исследованы клинопироксены из базальтов и андезибазальтов покровной фации морозовской свиты и морозовских субвулканических образований, а также из андезиба-зальтов сокольнинской свиты.
Все изученнные клинопироксены относятся к подсемейству кальциевых пироксенов. Вкрапленники базальтов и андезибазальтов покровной фации морозовской свиты, так же как и морозовских субвулканических образований, представлены энди-опсидом, диопсидом и авгитом, зерна основной массы — авгитом. Клинопироксен во вкрапленниках андезибазальтов сокольнинской свиты определяется как эндиопсид, в дацитах — авгит.
В целом состав клинопироксена в вулканитах контролируется составом исходных магматических расплавов и по нему можно судить о составе исходной магмы [26].
Во вкрапленниках клинопироксена в базальтои-дах морозовской свиты и морозовских субвулканических образований от центра к краям зерен отмечается уменьшение содержаний ВЮ2 и М§0, СаО и увеличение содержаний А1203, БеО (рис. 2, а—г). Такой тренд изменения составов соответствует нормальному ходу дифференциации расплава в процессе фракционной кристаллизации при достаточно высоком водном давлении [22], а также низкой для расплава активности кремнезема, которая способствует встраиванию алюминия в решетку клинопироксена [21]. Повышенная железистость каём вкрапленников и микролитов основной массы указывает на быстрое падение темпе -ратуры в ходе кристаллизации расплава, что может иметь место, когда после быстрого подъема магмы
60
о4 58
с я S 56 54
О 52
оо 50 48
95
85 75 Mg#
65
01 □ 2
55
о я
7
£ 6
5 4
, 3
S 2
< 1
0 95
□
85
75 Mg#
65
55
о4
О
я
О
<и ь-
20
15
10
95
85
75 Mg#
65
55
—х
о Я
О
<и ь-
20
15
10
5
95
85
□
□ Q]
75 Mg#
65
55
Рис. 2. Вариационные диаграммы зависимости содержания минералообразующих оксидов от магнезиальности (Mg# = Mg*100/(Mg+Fe) для клинопироксенов. Составы клинопироксенов из базальтоидов: 1 — субвулканических и 2 — покровных
образований морозовской свиты
Fig. 2. Variation diagrams of mineral-oxide content with respect to the magnesia (Mg# = Mg*100/(Mg+Fe) for volcanic rocks of late Precambrian of northwest Pay-Khoy. Pyroxene compositions volcanic rocks from: 1 — subvolcanic and 2 — cover coat education of
morozovskaya suite
б
а
г
г
5
0
0
Представительные химические составы позднедокембрийских магматических образований Северо-Западного Пай-Хоя, мас.%
Chemical compositions of Late Precambrian magmatic formations of northwestern Pay-Khoy, wt. %
№ обр. SiO? ТЮ? AL,0, Fe?0, FeO MnO MgO CaO Na?0 k?o PA ППП Сумма K?0/Na?0
4913/3 1 Субвулканические образования морозовской свиты 50.94 0.37 14.92 1.97 5.74 0.12 10.44 7.46 3.07 1.13 0.06 3.77 99.99 0.41
4915/6 1 48.27 0.54 18.29 2.66 6.48 0.16 8.73 4.77 3.23 1.88 0.05 4.94 100 0.68
2741-01 1 51.24 0.36 13.88 1.36 7.67 0.17 6.13 6.98 5.87 0.05 0.082 4.57 99.12 0.84
4708/1 56.57 0.48 6.6 3.53 5.34 0.14 11.67 6.97 4.8 0.42 0.13 3.35 100 0.69
4720/1 1 50.67 0.33 8.63 0.21 6.85 0.17 14.47 12.53 2.01 0.03 0.05 3.07 100 0.16
4914/3 1 Морозовская свита 48.75 0.48 18.41 2.5 8.62 0.1 8.85 2.36 3.96 1.03 0.04 5.18 100.28 1.68
4918/1 1 51.36 0.31 15.01 0.67 5.15 0.12 5.37 8.1 5.09 1.25 0.14 7.42 99.99 0.63
4920/8 1 50.51 0.58 15.89 1.6 6.59 0.14 7.37 5.71 4.68 1.19 0.14 5.59 99.99 0.82
4921/5 1 50.93 0.65 19.49 1.36 7.21 0.12 6.47 3.7 5.45 0.21 0.12 4.27 99.98 1.47
4825 А 1 48.79 0.49 14.54 0.41 6.24 0.11 10.38 6.38 2.76 0.64 0.09 9.17 100 0.43
4922/2 3 56.96 0.78 17.04 1.02 5.27 0.08 1.92 4 7.82 0.09 0.16 4.84 99.98 1.96
4460/1 2 52.36 0.58 16.98 1.89 7.63 0.17 5.45 5.12 5.94 0.23 0.07 3.58 100 1.16
4495/5 3 62.36 0.25 8.75 2.46 5.6 0.15 7.54 5.39 3.23 0.72 0.03 4.56 101.04 0.60
4810 2 54.59 0.63 12.35 2.93 4.4 0.12 8.8 5.33 4.21 0.01 0.17 6.44 99.98 0.79
4521/2 1 49.76 0.8 14.59 3.87 7.05 0.18 7.51 6.77 4 0.59 0.13 4.75 100 0.59
4494/5 1 51.04 3.41 11.91 7.92 6.13 0.17 5.18 4.63 5.39 0.05 0.44 3.71 99.98 1.16
4810/3 1 50.6 2.82 10.03 7.17 5.91 0.17 7.92 6.98 4.5 0.24 0.24 3.43 100.01 0.64
4521/1 1 48.09 2.27 12.69 10.86 4.31 0.14 7.76 5.48 4.11 0.02 0.18 4.1 100.01 0.75
4522/2 1 47.28 2.11 10.8 4.89 7.75 0.17 10.8 7.59 2.68 0.25 0.16 4.47 98.95 0.35
4498/8 1 46.24 2.83 14.73 5.33 8.31 0.14 8.8 3.56 3.52 0.58 0.42 5.53 99.99 0.99
4805 3 Сокольнинская свита 61.13 0.48 12.54 1.14 2.98 0.16 2.21 6.41 5.57 1.38 0.11 5.89 100 0.87
4805/5 3 61.65 0.51 17.41 1.28 4.01 0.08 3.72 1.24 5 1.43 0.13 3.53 99.99 4.03
4904/1 4 65.49 0.56 13.83 1.91 3.82 0.15 3.26 1.18 5.56 1.55 0.13 2.56 100 4.71
4474/7 2 52.66 0.77 16.27 2.24 6.42 0.16 6.25 6.02 3.76 1.01 0.09 3.33 98.98 0.62
4017/1 4 68.78 0.36 10.72 2.11 3.11 0.16 3.5 1.34 3.84 3.36 0.11 2.6 99.99 2.87
4468/1 3 56.44 0.79 17.1 1.92 5.46 0.15 3.83 3.91 5.65 1.57 0.12 3.06 100 1.45
4482/1 2 52.61 0.46 12.88 2.43 7.83 0.2 8.89 6.25 1.99 1.41 0.06 4.97 99.98 0.32
4900/4 5 54.27 0.47 10.75 2.22 7.98 0.2 8.15 7.69 3.67 0.6 0.07 3.92 99.99 0.48
Примечание: 1 — базальты, трахибазальты, 2 — андезибазальты, трахиандезибазальты, 3 — андезиты, трахиандезиты, 4 — дациты, 5 — туфы.
Представительные химические составы позднедокембрийских магматических образований Северо-Западного Пай-Хоя, г/т
Table 2
Chemical compositions of Late Precambrian magmatic formations of northwestern Pay-Khoy, ppm
№ пробы 4913/3 2741-01 4720/1 4918/1 4920/8 4921/5 4460/1 4495/5 4810 4521/2 4810/3 4521/1 4805 4904/1 4474/7 4482/1 4900/4
Субвулканические образования морозовской свиты Морозовская свита Сокольнинская свита
V 216,26 232,00 164 218,66 250,60 404,34 356,00 155 178 365 277 207 113,00 121,68 220,00 293,00 303,14
Cr 365,52 865,00 1070 53,17 46,67 25,97 36,10 350 24,50 31,20 313 461 27,50 2,90 66,40 316,00 259,96
Co 25,78 61,10 51,30 33,42 29,89 28,26 36,80 29,00 19,30 41,70 49,40 70,10 11,30 10,16 30,80 45,10 45,18
Ni 124,24 295,00 109 52,61 30,60 19,88 17,70 98,80 19,10 24,00 120 465 6,04 0,61 27,30 47,40 39,29
Zn 45,24 72,60 45,10 97,23 168,89 151,34 67,40 57,90 57,90 78,20 125 91,70 58,90 8,30 71,60 68,30 126,31
Ga 68,05 13,00 6,48 58,73 66,69 87,71 14,00 12,20 12,30 16,20 19,10 14,80 12,50 97,78 16,30 12,60 87,61
La 2,49 1,93 2,61 3,99 3,65 1,75 2,74 1,76 8,74 11,20 13,40 9,79 12,40 11,44 5,84 4,78 4,19
Ce 6,00 5,16 5,55 9,69 8,58 4,89 6,97 3,97 18,90 21,60 33,10 22,50 27,40 25,88 13,80 10,60 9,37
Pr* 0,87 0,82 0,82 1,43 1,30 0,86 1,10 0,51 2,44 2,99 4,46 3,28 3,42 3,39 1,98 1,45 1,26
Nd 4,26 4,18 3,71 6,91 6,46 4,92 4,96 2,01 11,50 13,70 22,80 15,30 15,10 14,48 8,70 6,95 5,95
Sm 1Д9 1,20 0,97 1,85 1,98 1,59 1,37 0,70 2,34 3,60 5,75 4,36 3,80 3,49 2,61 1,70 1,48
Eu 0,37 0,41 0,29 0,56 0,66 0,68 0,51 0,22 0,67 1,22 1,98 1,48 1,02 0,86 0,77 0,56 0,47
Gd* 1,53 1,17 1,09 2,09 2,66 2,13 1,55 0,79 2,33 3,60 6,62 4,85 4,09 3,75 2,71 1,89 1,88
Tb 0,24 0,22 0,21 0,31 0,41 0,34 0,28 0,13 0,34 0,59 0,92 0,81 0,59 0,62 0,48 0,29 0,29
Dy* 1,66 1,44 1,29 2,07 2,66 2,20 1,89 0,94 2,13 3,53 5,39 4,59 4,37 4,13 3,42 2,21 1,98
Ho* 0,36 0,33 0,25 0,45 0,59 0,49 0,43 0,21 0,44 0,74 0,94 0,84 0,86 0,91 0,85 0,50 0,44
Er* 1,04 0,96 0,80 1,29 1,75 1,45 1,15 0,69 1,22 2,09 2,63 1,95 2,87 2,76 2,54 1,44 1,30
Tin* 0,16 0,14 0,12 0,18 0,27 0,20 0,16 0,12 0,20 0,29 0,35 0,25 0,44 0,43 0,33 0,17 0,19
Yb 1,02 0,93 0,75 1,32 1,86 1,40 1,24 0,76 1,42 1,97 2,12 1,26 3,04 3,12 2,22 1,49 1,37
Lu 0,14 0,15 0,10 0,17 0,26 0,17 0,18 0,13 0,18 0,29 0,28 0,15 0,47 0,43 0,39 0,20 0,18
Sr 197,58 98,20 26,30 130,13 124,58 254,21 147 71,60 93,40 1030 348 223 197 149,94 705 52,20 106,58
Rb 11,86 2,00 2,00 14,57 9,66 2,28 2,93 9,29 2,00 6,41 3,87 2,00 19,90 24,74 17,70 16,90 7,12
Ba 200,20 74,90 13,70 308,14 371,16 153,74 157 155 24,50 200 35,80 27,80 470 234,05 241 331 139,56
Th 0,33 0,66 0,49 0,30 0,26 0,12 0,40 0,21 1,32 1,54 1,07 0,66 2,46 2,41 1,10 0,58 0,46
Ta 0,08 0,10 0,08 0,02 0,07 -0,01 0,10 0,10 0,20 0,10 0,99 0,55 0,21 0,24 0,17 0,10 0,14
Nb 0,79 1,06 0,97 0,64 1,30 0,40 0,53 1,04 4,25 1,47 18,90 11,80 4,27 3,87 2,38 0,80 1,12
Zr 19,22 31,60 24,50 23,43 32,29 11,33 14,80 15,80 55,00 35,80 158 46,30 98,20 110,79 65,60 24,70 25,30
Hf 0,50 0,92 0,65 0,61 0,90 0,36 0,60 0,51 1,57 1,23 3,91 1,73 2,98 2,79 1,91 0,86 0,73
Y 8,14 8,65 7,77 9,91 13,81 11,40 11,00 6,16 12,40 20,30 26,20 20,60 26,10 22,44 21,70 13,10 10,77
4,5 4
*
я 3 -
ft
О 2,5 2 1,5 1
Ж X
v cf □
A i—i w I—/N
X ж
oi
X2 □ 3 Ж4
10
20 25
f*100
30
35
Рис. 3. Состав клинопироксенов из позднедокембрийских вулканитов Северо-Западного Пай-Хоя в координатах f—Al2O3. Условные обозначения: 1 — центр и 2 — край вкрапленников из субвулканических образований морозов-ской свиты; 3 — центр и 4 — край вкрапленников из вулканитов морозовской свиты; f = (Fe2+ + Fe3+)/(Fe2+ + + Fe3+ + Mg2+) — железистость. Стрелка указывает на увеличение общей железистости от центра к краю
Fig. 3. The clinopyroxene composition from volcanic rocks of late Precambrian of northwest Pay-Khoy in coordinates f vs. Al2O3. Symbols: 1 — core and 2 — rim of phenocrysts of volcanic rocks of subvolcanic education morozovskaya suite; 3 — core and 4 — rim of phenocrysts of volcanic rocks morozovskaya suite; f = (Fe2+ + + Fe3+)/( Fe2+ + Fe3+ + Mg2+) — ferruginosity. The arrow indicates the increase of the total iron content from the center to the edge
формирование каём фенокристаллов и микролитов происходит уже в близповерхностных условиях.
В целом для клинопироксенов из эффузивных базальтоидов морозовской свиты характерны повышенные концентрации РеО и пониженные содержания СаО по сравнению с клинопироксенами из моро-зовских субвулканических образований, что связано с более низкой температурой кристаллизации вулканитов покровной фации (рис. 2).
В основном вкрапленники клинопироксенов из всех рассмотренных вулканитов характеризуются прямой зональностью, во всех случаях железистость краевых зон возрастает. Этому соответствует и более железистый состав клинопироксенов основной массы
(рис. 3).
Химический состав пород
Вулканические породы покровной фации моро-зовской свиты характеризуются широким спектром составов — от умеренно -щелочных пикро базальтов до низкощелочных риодацитов (табл. 1). По содержанию кремнезема (43.22—78.79 % ВЮ2) и суммы щелочей (Ка2О + К2О — 2.36—8.15 %) породы классифицируются как пикробазальты умеренной щелочности, основные пикробазальты, базальты, трахибазальты, андезибазальты, трахиандезибазальты, андезиты, тра-хиандезиты, дациты, трахидациты, риодациты и низкощелочные риодациты. Составы основных вулканитов являются преимущественно породами субщелочной серии, а средние и кислые относятся к серии нормальной щелочности.
Вулканиты морозовской свиты, входящие в состав блока Нядейпэ — Няруйпэ, представлены пи-кробазальтами умеренной щелочности, базальтами, трахибазальтами и трахиандезибазальтами (ВЮ2 — 44.47—53.36 %, Ш2О + К2О — 1.78—6.95 %).
Породы, которыми сложены морозовские субвулканические образования, относятся к семействам пикро базальтов, базальтов, трахибазальтов, андези-базальтов и трахиандезибазальтов (ВЮ2 — 41.27— 55.77 %, Ш2О + К2О — 2.04—6.53 %).
Породы морозовской свиты и морозовских субвулканических образований характеризуются кали-ево-натриевым и натриевым типами щелочности (К2О/Ка2О — 0.01—2.13). По содержанию ТЮ2 (0.27— 1.03 %) они являются низкотитанистыми.
Вулканиты блока Нядейпэ — Няруйпэ являются преимущественно натриевыми породами (К2О/ Ка2О — 0.01—0.62). Они характеризуются заметно повышенной титанистостью (ТЮ2 — 1.2—3.41 %).
Эффузивные вулканиты и туфы сокольнинской свиты по химическому составу соответствуют базальтам, андезибазальтам, трахиандезибазальтам, андезитам, трахиандезитам, трахитам, дацитам, трахида-цитам, риодацитам и низко щелочным рио дацитам, образуя непрерывно дифференцированную серию (ВЮ2 — 48.59—75.74 %, Ш2О + К2О — 2.98—10.43 %). Вулканиты характеризуются калиево-натриевым и натриевым типами щелочности (К2О/Ка2О — 0.01— 1.81) и низкой титанистостью (ТЮ2 = 0.33—0.76 %, единичная проба 1.1 %).
Четкое различие вулканитов морозовской и со-кольнинской свит выражено в их нормативном составе. Базальтоиды морозовской свиты являются не-досыщенными кремнеземом оливин -нормативными породами, а сокольнинской — кварц-нормативными.
Вариационные диаграммы А. Харкера (рис. 4) иллюстрируют близость эволюции составов вулканитов морозовской и сокольнинской ассоциаций. Фигуративные точки составов пород образуют практически единые тренды, характеризующиеся ростом содержаний ВЮ2 и А12О3 и снижением РеО и СаО с падением М§О. Такие закономерности свидетельствуют о том, что рассматриваемые серии пород формировались при кристаллизационной дифференциации, являющейся одним из главных процессов в эволюции магматических пород [19]. Закономерное снижение содержаний в породах РеО, СаО и М§О в ходе дифференциации предполагает фракционирование клинопироксена [2], что подтверждается наличием порфировых вкрапленников этого минерала в изученных породах.
Вулканиты морозовской свиты, развитые в пределах блока Нядейпэ — Няруйпэ, значительно отличаются по составу от вулканитов основной площади развития свиты более высокой титанистостью и ростом железистости при уменьшении магнезиальности пород (рис. 4, б, в).
Концентрации и характер распределения элементов-примесей дают дополнительную информацию для сопоставления рассматриваемых пород. Вулканиты морозовской свиты и соответствующие им субвулканические породы характеризуются невысокими суммарными содержаниями редкоземельных элементов (ЯЕЕ) — 10—107 г/т и 19—29 г/т соответственно. В большинстве пород отмечается слабое обогащение
15
0 5 10 15
MgO, мас. %
0 -I-,-,—
0 5 10 15
MgO, мас. %
Рис. 4. Диаграммы Харкера [24] для позднедокембрийских вулканитов Северо-Западного Пай-Хоя. Условные обозначения: 1 — субвулканические образования морозовской свиты; 2 — покровные вулканиты морозовской свиты; 3 — вулканиты блока Нядейпэ — Няруйпэ морозовской свиты; 4 — покровные вулканиты сокольнинской свиты
Fig. 4. Harker diagrams [24] for volcanic rocks of late Precambrian of northwest Pay-Khoy. Symbols: 1 — subvolcanic education of moro-zovskaya suite; 2 — cover coat volcanic rocks of morozovskaya suite; 3 — volcanic rocks unit Nydeipe — Nyruipe of morozovskaya suite;
4 — cover coat volcanic rocks of sokolninskaya suite
v* c* 4 ^ ^ * 4 4 4*? * v*
Рис. 5. Графики распределения REE для вулканических пород морозовской (а) и сокольнинской (б) свит и соответствующих субвулканических пород. Концентрации REE нормированы к составу хондрита CI [20]. Условные обозначения: 1 — субвулканические образования морозовской свиты; 2 — покровные вулканиты морозовской свиты; 3 — вулканиты блока Нядейпэ —
Няруйпэ морозовской свиты
Fig. 5. REE distribution for volcanic rocks of morozovskaya (a) and sokolninskaya suite (b) and related subvolcanic rocks. The concentrations normalized to chondrite composition [20]. Symbols: 1 — subvolcanic education of morozovskaya suite; 2 — cover coat volcanic rocks of morozovskaya suite; 3 — volcanic rocks unit Nydeipe-Nyruipe of morozovskaya suite
LREE (рис. 5, а). Величина LaN/YbN составляет 0.8— 4.2 в покровных вулканитах и 1.2—2.4 в субвулканических. Для всех пород не характерен дефицит европия, EuN/EuN* варьирует в диапазоне 0.7—1.3 в покровных и 0.8—1.14 в субвулканических породах.
Высокотитанистые базальты морозовской свиты, развитые в блоке Нядейпэ — Няруйпэ, характеризуются более высокими суммарными содержаниями REE — 60—266 г/т. Для них характерно более сильное обогащение LREE относительно HREE (LaN/YbN — 2.86—5.24).
Суммарная концентрация REE в вулканитах со-кольнинской свиты и соответствующих субвулканических образованиях в целом немного выше (30— 131 г/т) по сравнению с таковой в морозовских вулканитах; в большинстве проб отмечается умеренное обогащение LREE (рис. 5, б), величина LaN/YbN варьирует от 0.80 до 6.51. В породах наблюдается четко проявленный небольшой дефицит Eu (EuN/EuN* — 0.55—0.98), свидетельствующий о том, что в расплаве происходила отсадка плагиоклаза, в который европий обычно входит в виде изоморфной примеси.
В распределении литофильных элементов-примесей в вулканитах основного поля развития моро-зовской свиты и их субвулканических аналогах отмечаются относительно повышенные содержания крупноионных элементов (Rb, Ba, Sr, Th) и низкие концентрации высокозарядных (Hf, Zr, HREE), отчетливо проявлен Ta-Nb-минимум (рис. 6, а). Высокотитанистые базальты морозовской свиты (блок Нядейпэ — Няруйпэ) более обогащены высокозарядными элементами, для них не характерен дефицит Ta и Nb (рис. 6, а).
Распределение литофильных элементов-примесей в вулканитах сокольнинской свиты и связанных с ними субвулканических телах однотипное для всех изученных пород. Оно характеризуется повышенными содержаниями крупноионных элементов (K, Rb, Ba, Th) и низкими высокозарядных (Hf, Zr, HREE), отчетливо проявлен дефицит Ta и Nb (рис. 6, б).
Геодинамическая интерпретация
геохимических данных
Особенности химического состава пород могут быть использованы для реконструкции геодинамических обстановок их формирования. Так, обогащен-
ность вулканических пород, развитых в пределах основного поля морозовской свиты, и вулканитов со-кольнинской свиты крупноионными элементами и обедненность высокозарядными свидетельствуют о том, что магматический расплав, из которого кристаллизовались породы, формировался в надсубдукцион-ной островодужной обстановке [17]. Более высокие концентрации крупноионных элементов в породах сокольнинской свиты и связанных с ними субвулканических образованиях по сравнению с породами морозовской свиты свидетельствуют о том, что соколь-нинские породы были образованы в обстановке более зрелой островной дуги.
Вулканиты морозовской свиты из блока Нядей-пэ — Няруйпэ отличаются от островодужных образований заметно более высокими содержаниями высокозарядных элементов. Выплавление таких расплавов могло происходить в зоне задугового спрединга [17].
На диаграммах, применяемых для реконструкции геодинамических обстановок базальтоидов, фигуративные точки пород основного состава морозовской свиты (ее главного района распространения), со-кольнинской свиты и связанных с ними субвулканических образований попадают в поля островодужных пород, а точки составов высокотитанистых базальтов блока Нядейпэ — Няруйпэ — в поля базальтов сре-динно-океанических хребтов (рис. 7, а), обогащенных базальтов срединно-океанических хребтов (Б-МОЯВ) (рис. 7, б) или базальтов океанических островов, похожих по химическому составу на Б-МОЯВ (рис. 7, в).
Концентрации когерентных элементов, таких как хром и никель, совместимые для оливина, ортопирок-сена и клинопироксена, уменьшаются с увеличением степени дифференциации расплава, а несовместимые, например цирконий и гафний, накапливаются при фракционной кристаллизации, как было показано для природных и модельных составов Ключевского вулкана [1]. Такая тенденция четко прослеживается в базальтах морозовской (эффузивной и субвулканической фаций) и сокольнинской свит (рис. 8, а—г).
Величины еМ, определенные для вулканитов морозовской и сокольнинской свит, очень близки — 4.4—7.2 и 4.3—6.4 соответственно. Они ниже таковых мантийного резервуара БМ (деплетированная мантия), из которого образуются расплавы срединно-оке-анических хребтов, и примерно соответствуют резер-
са а О
z
"is ч о а
о =
10 -■
0,1 -■
100 т
0,01 i-1-1-1-1-1-1-1-1-1-1-1-1-1-1
Sr K Rb Ba Th Ta Nb Ce P Zr Hf Sm Ti Y Yb
со a
2 10
«
ч о a
о =
0,1
Sr K Rb Ba Th Ta Nb Ce P Zr Hf Sm Ti Y Yb
Рис. 6. Спектры распределения элементов-примесей для вулканитов морозовской (а) и сокольнинской (б) свит. Условные
обозначения на рис. 5
Fig. 6. Distribution of trace elements for volcanic rocks of morozovskaya (a) and sokolninskaya suite (b). Symbols as in Fig. 5
1
Рис. 7. Дискриминационные диаграммы: а — Y—Cr [27]: VAB — базальты вулканических дуг, WPB — внутриплитные базальты, MORB — базальты срединно-океанических хребтов; б — Th—Hf/3—Ta [31] с полями базальтов: А — N-тип MORB, B — E-тип MORB и внутриплитных толеитов, С — внутриплитных щелочных базальтов, D — базальтов вулканических дуг; в — Al2O3/ TiO2 — (Gd/Yb)N [12] с полями островодужных толеитов Алеутской дуги (БОД), базальтов срединно-океанического хребта Тихого океана (БСОХ) и плюмовых базальтов Гавайской горячей точки (БОО). Данные по Алеутской дуге взяты из [23], а для
БОО и БСОХ — из [30]. Условные обозначения на рис. 4
Fig. 7. Discriminatory diagrams: a — Y vs. Cr [27]: VAB — basalts of volcanic arcs, WPB — intraplate basalts, MORB — basalts of mid-ocean ridges; б — Th—Hf/3—Ta [31] for basalts: A — N-type MORB, B — E-type MORB and intraplate tholeiites, C — intraplate alkaline basalts, D — basalt volcanic arcs [31]; в — Al2O3/TiO2 vs. (Gd/Yb)N [12], showing different degrees of melting (Gd/Yb)N and fractional crystallization (Al2O3/TiO2). Fields for island arc tholeiitic Aleutian arc (БОД), MORB basalts of Pacific ocean (БСОХ) and plume basalts of Hawaiian hotspot ^OO) are shown for comparison. Data on the Aleutian arc taken from [23], and for the БOO and БСОХ —
from [30]. Symbols as in Fig. 4
j-
С
и
1200 1000 800 600 400 200 0
О
О
CP *
□
0
0,5
(FeO+Fe2O3)/(FeO+Fe2O3+MgO)
450
400
350
j- 300
250
•-
N 200
150
100
50
0
0 0,5 1
(FeO+Fe2O3)/(FeO+Fe2O3+MgO)
500
450
400
350
j- 300
250
z 200
150
100
50
0
О
О
о
0 0,5 1
(FeO+Fe2O3)/(FeO+Fe2O3+MgO)
10 9 8 7 : 6 , 5 ! 4 3 2 1 0
0 0,5 1
(FeO+Fe2O3)/(FeO+Fe2O3+MgO)
Рис. 8. Бивариантные диаграммы для позднедокембрийских вулканитов Северо-Западного Пай-Хоя. Условные обозначения
на рис. 4
Fig. 8. Bivariant diagrams for volcanic rocks of Late Precambrian northwestern Pay-Khoy. Symbols as in Fig. 4
а
б
1
в
g 0,5127
БОО БС^Х
' 5
%......J \
ККОД
( ЩБК
0,1 0,2 0,3 0,4 0,5
Sm/Nd
Рис. 9. Диаграмма 143Nd/144Nd — Sm/Nd [3] для вулканитов морозовской и сокольнинской свит. Поля базальтов сре-динно-океанических хребтов (БСОХ), океанических островов (БОО) и щелочных базальтов континентальных областей (ЩБК) показаны по [25]. Тонкая сплошная линия — Марианская островная дуга энсиматического типа, пунктирная линия — Курило-Камчатская островная дуга энси-алического типа, данные взяты из [23]. Условные обозначения на рис. 4
Fig. 9. 143Nd/144Nd vs. Sm/Nd diagram [3] for volcanic rocks of the morozovskaya and sokolninskaya suites. Figurative fields of basalts of mid-ocean ridges (БСОХ), oceanic islands (БОО) and alkaline basalts of continental areas (ЩБК) are shown according to the review [25]. The black solid line — Mariana island arc of ensimatic type, data taken from [23]. The black dotted line — the Kuril-Kamchatka island arc of ensialic type, data taken from [23]. Symbols as in Fig. 4
вуару Н1Ми [30]. На диаграмме 143Ш/144Ш - Бш/ Nd (рис. 9) точки составов изучаемых пород локализуются в той же области, что и составы пород Курило-Камчатской островной дуги энсиалического типа. Породы как морозовской, так и сокольнинской свит обладают практически идентичным изотопным составом неодима, что может указывать на формирование расплавов из единого мантийного резервуара.
Для определения мантийного источника и влияния субдукционного компонента на состав расплавов, сформировавших изучаемые породы, был использован ряд отношений элементов-примесей.
По вариациям показателей Ьи/Н и Ьа/Бш можно определить состав и степень частичного плавления (СЧП) мантийного перидотита. При низком отношении Ьи/Ш для гранатового перидотита и высоком для шпинелевого перидотита высокий показатель Ьа/Бш2 отражают СЧП выше 5 % [28]. Величины отношений Ьи/Ш (0.1—0.5) и Ьа/Бш (1.3—2.5) в низкотитанистых вулканитах морозовской и сокольнинской свит соответствуют относительно высокому СЧП шпинелево-го перидотита. Для высокотитанистых базальтов мо-розовской свиты (блок Нядейпэ — Няруйпэ) величина Ьи/Ш не превышает 0.09 при том же уровне Ьа/Бш, следовательно, расплав, сформировавший эти породы, образовался при плавлении гранатового перидотита.
Для океанических базальтов было предложено описывать мантийные источники в системе ТЬ—№— Се как смешение трех компонентов: деплетированной мантии (БММ с низкими ТИ/№ и высокими Се^Ь),
субдукционного компонента островных дуг (ББС с высокими ТИ^Ь и Се/№) и остаточного компонента рециклированной океанической коры, прошедшей через зону субдукции (ЯБС с низкими ТИ/№ и Се/ N ) [29]. Для высокотитанистых базальтов блока Нядейпэ — Няруйпэ установлены низкие величины ТИ^Ь (0.05—0.06) и Се^Ь (1.7—2.3), близкие компоненту ЯБС. Вулканиты морозовской и сокольнинской свит показывают вариации отношений ТИ^Ь = 0.20—0.75 и Се/№ = 5.3—15.19. Наиболее высокие из них близки компоненту ББС.
Выводы
Изучение петрографического состава докембрий-ских образований Северо-Западного Пай-Хоя позволило выявить, что вулканиты в составе морозовской и сокольнинской свит формируют свои обособленные непрерывные серии — трахибазальт-трахиандезито-вую и андезибазальт-риодацитовую соответственно. Ведущую роль при формировании этих серий играли процессы фракционной кристаллизации.
Позднедокембрийские магматические образования Северо-Западного Пай-Хоя формировались в островодужной надсубдукционной обстановке и обстановке задугового спрединга. Геологические, петрографические и петрогеохимические данные свидетельствуют о существовании двух пространственно разобщенных палеодуг. Породы морозовской свиты представляют собой фрагменты позднерифейской Морозовской палеоостровной дуги и области задуго-вого спрединга, а вулканиты сокольнинской свиты являются реликтами более молодой Сокольнинской палеоостровной дуги рифейско-вендского возраста.
На основе анализа изотопных данных и содержаний элементов-примесей показано, что низкотитанистые базальтоиды морозовской и сокольнинской свит образовались из сходных по составу верхнемантийных источников с примесью субдукционной компоненты при близких степенях частичного плавления. Высокотитанистые базальты морозовской свиты сформировались из более глубинного мантийного источника с примесью рециклированной компоненты.
Автор выражает благодарность Д. В. Зархидзе (ЗАО «Поляргео») за возможность участия в полевых работах в рамках ГДП-200 листов R-41-XX-XXI и сбора каменного материала для диссертационной работы.
Литература
1. Арискин А. А., Бармина Г. С. Моделирование фазовых равновесий при кристаллизации базальтовых магм. М.: Наука; МАИК; Наука/Интерпериодика, 2000. 263 с.
2. Гибшер А. С., Есин С. В., Изох А. Э., Киреев А. Д., Петрова Т. В. Диопсидсодержащие базальты кембрия Чепошской зоны Горного Алтая: модель фракционирования гибридных магм в промежуточных магматических камерах // Геология и геофизика. 1997. Т. 38 (11). С. 1760—1772.
3. Иванов А. В. Глубинная геодинамика: границы процесса по геохимическим и петрологическим данным // Геодинамика и тектонофизика. 2010. Т. 1. № 1. С. 87—102.
4. Скляров Е. В. и др. Интерпретация геохимических данных: Учеб. пособие. М: Интермет Инжиниринг, 2001. 288 с.
0,5135
0,5131
0,5123
0,5119
0,5115
5. Канева Т. А. Геохимическая характеристика пород морозовской свиты (RF3ms) Пай-Хоя. Геология и минеральные ресурсы Европейского Северо-Востока России: Материалы XVI Геологического съезда Республики Коми. Сыктывкар: ИГ Коми НЦ УрО РАН, 2014. Т. II. С. 301—304.
6. Канева Т. А. Зональность клинопироксенов вулканитов морозовской свиты (RF3mr) хребта Пай-Хой. Проблемы и перспективы современной минералогии (Юшкинские чтения — 2014): Материалы минералогического семинара с международным участием. Сыктывкар: ИГ Коми НЦ УрО РАН, 2014. С. 73—77.
7. Канева Т. А. Докембрийские вулканиты СевероЗападного Пай-Хоя: Актуальные проблемы геологии докембрия, геофизики и геоэкологии: Материалы XXV молодежной научной конференции, посвященной 100-летию К. О. Кратца. СПб., 2014. С. 86—91.
8. Канева Т. А., Удоратина О. В., Старикова Е. В., Хубанов В. Б. Оценка нижнего возрастного предела неопро-терзойской сокольнинской свиты Северо-Западного Пай-Хоя на основе U-Pb-датирования детритных цирконов // Бюл. Моск. об-ва испытателей природы. Отд. геол. 2015. Т. 90, вып. 6. С. 3—10.
9. Кузнецов А. Б., Старикова Е. В., Маслов А. В., Константинова Г. В. Sr-изотопная хемостратиграфия до-кембрийских карбонатных пород Амдерминского поднятия, Пай-Хой // Докл. АН. 2016. Т. 469. №4. С. 447—451.
10. Кузнецов Н. Б., Натапов Л. М., Белоусова Е. А., Гриффин У. Л., О'Рейли С., Соболева А. А., Куликова К. В., Удоратина О. В., Моргунова А. А. Первые результаты изотопного датирования детритных цирконов из кластогенных пород комплексов протоуралид — тиманид: вклад в стратиграфию позднего докембрия поднятия Енганепэ (запад Полярного Урала) // Докл. АН. 2009. Т. 424. № 6. С. 363—368.
11. Плечов П. Ю. Множественность источников островодужных магм и динамика их взаимодействия: Дис. ... док. геол.-минерал. наук. М., 2008. 250 с.
12. Сафонова И. Ю., Буслов М. М., Симонов В. А., Изох А. Э., Ц. Комия, Курганская Е. В., Т. Оно. Геохимия, петрогенезис и геодинамическое происхождение базальтов из Катунского аккреционного комплекса Горного ¿Алтая (Юго-Западная Сибирь) // Геология и геофизика. 2011. T. 52. № 1. С. 541—567.
13. Симонов В. А., Добрецов Н. Л., Буслов М. М. Бонинитовые серии в структурах Палеоазиатского океана // Геология и геофизика. 1994. Т. 35. № 7—8. С. 182—199.
14. Терешко В. В. Новые данные по стратиграфии верхнепротерозойских отложений Северо-Западного Пай-Хоя // Стратиграфия и палеогеография фанерозоя Европейского Северо-Востока СССР: Труды X Геол. конф. Коми АССР. ИГ Коми НЦ УрО АН СССР. Сыктывкар, 1987. С. 9—12.
15. Терешко В. В. Стратиграфия верхнепротерозойских отложений Северо-Западного Пай-Хоя // Верхний докембрий севера европейской части СССР / ИГ Коми НЦ УрО АН СССР. Сыктывкар, 1983. С. 130—134.
16. Тимонин Н. И., Юдин В. В., Беляев А. А. Палео-геодинамика Пай-Хоя. Екатеринбург: УрО РАН, 2004. 226 с.
17. Фролова Т. И., Бурикова И. А. Магматические формации современных геотектонических обстановок: Уч. пособие. М.: Изд-во МГУ, 1997. 320 с.
18. Эволюция изверженных пород: Пер. с англ./ Под ред. Х. Йодера. М.: Мир, 1983. 528 с., ил.
19. Bowen N. L The evolution of the igneous rocks. Princeton Univ. Press, 1928.
20. Boynton W. V. Geochemistry of Rare Earth Elements Meteorite Studies // Rare Earth Element Geochemistry. Amsterdam, 1984. P.63-114.
21. Chambers A. D., Brown P. E. The Lilloise intrusion, East Greenland: fractionation of a hydrous alkali picritic magma // Journal of petrology, 1995, V. 36, No. 4, pp. 933-962.
22. DeBari Susan M., Coleman R. G., Examination of the deep levels of an island arc: evidence from the Tonsina ultramafic-mafic assemblage, Tonsina, Alaska // Gournal of geophysical research, 1989, V. 94, No. B4, pp. 4373-4391.
23. GEOROC (www.georoc.mpch-mainz.gwdg.de/georoc)
24. Harker A. The Natural History of the Igneous Rocks. New York, 1909, 384 pp.
25. Kostitsyn Yu. A. Terrestrial and chondritic Sm-Nd and Lu-Hf isotopic systems: Are they identical? // Petrology, 2004, V. 12, pp. 397-411.
26. Nisbet E. G., Pearce J. A. Clinopyroxene composition in mafic lavas from different tectonic setting // Contr. Miner. Petrol., 1977, V. 63, pp. 149-160.
27. Pearce J, A. Trace element characteristics of lavas from destructive plate boundaries//Thorpe R. S. (ed.) Andesites. Wiley, Chichester, 1982, pp. 525-548.
28. Regelous M., Hofmann A. W., Abouchami W, Galer S. J. G. Geochemistry of lavas from the Emperor seamounts, and the geochemical evolution of Hawaiian magmatism from 85 to 42 Ma // J. Petrology, 2003, v. 44, № 1, p. 113-140.
29. Saunders A. D., Norry M. J., Tarney J. Origin of MORB and chemically-depleted mantle reservoirs: trace element constrains // J. Petrol., Spec. Lithosphere Iss, 1988, p. 415-455
30. Sun S., McDonough W. F. Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes // Magmatism in the ocean basins / Eds. A. D. Saunders, M. J. Norry. Geol. Soc. London, Spec. Publ., 1989, V. 42, pp. 313-345.
31. Wood D. A. The application of a Th—Hf—Ta diagram to problems of tectonomagmatic classification and to establishing the nature of crustal contamination of basaltic lavas of the British Tertiary volcanic province // Earth Planet. Sci. Lett, 1980, V. 50, pp. 11-30.
References
1. Ariskin A. A., Barmina G. S. Modelirovanie fazovyh ravnovesiy pri cristallizacii bazaltovyh magm (Modelling of phase equilibria in the crystallization of basaltic magmas). Moscow, Nauka, 2000. 263 pp.
2. Gibsher A. S., Esin S. V., Izoh A. E., Kireev A. D., Petrova T. V. Diopsidsodergashie basalty kembriya Ceposhskoy zony Gornogo Altaya: model fraccionirovaniya gibridnyh magm v promegytocnyh magmaticeskih kamerah (Diopside containing basalts of the Cambrian Cheposhsky zone, Gorny Altai: model of hybrid magma fractionation in intermediate magma chambers) // Geology and geophysics, 1997, V. 38 (11), pp. 1760-1772.
3. Ivanov A. V. Glybinnaya geodinamika: granicy processa po geohimicheskim Ipetrologicheskim dannym (Deep geodynamics: the boundaries of the process by geochemical and petrological data) // Geodynamics and tectonophysics, 2010, V. 1, No. 1, pp. 87-102.
4. Sclyarov E. V. et al. Interpretaciya geohimicheskih dan-nyx (The interpretation of geochemical data): ychebnoe posobie. Moscow, 2001, 288 pp, il.
5. Kaneva T. A. Geohimicheskaya harakteristika porod mo-rozovskoi svity (RF3ms) Pai-Hoya (The geochemical characteristics of the rocks morozovskoi formation (RF3ms) Pay-Khoy). Geologiya i mineralnye resursy Evropeiskogo Sevem-Vostoka
Rossii: Materialy XVI Geologicheskogo syezda Respubliki Komi (Geology and mineral resources of the European NorthEast of Russia: Proceedings of XVI Congress of Geology of the Komi Republic). Vol. 2, Syktyvkar: Institute of Geology of Komi Science Centre, 2014, pp. 301-304.
6. Kaneva T. A. Zonalnost clinopiroksenov vylkanitov moro-zovskoi svity (RF3ms) hrebta Pai-Hoy (The zoning of clinopyrox-ene of the volcanics morozovskoi formation (RF3ms) Ridge Pay-Khoy). Problemy iperspectivy sovremennoi mineralogii (Ushkinscie cteniya — 2014): Materialy mineralogicheskogo seminara s meg-dynarodnym uchastiem (Problems and perspectives of modern mineralogy (Ushcin readings — 2014): proceedings of min-eralogical seminar with international participation). Syktyvkar: Institute of Geology of Komi Science Centre, 2014, pp. 73-77.
7. Kaneva T. A. Dokembriiskie vylcanity severo-zapadno-go Pai-Hoya (Precambrian volcanics in northwest northwestern Pay-Khoy). Actyalnye problemy geologii dokembriya, geoflziki i geoecologii. Materialy XXVmolodejnoi konferencii, posvyahennoi 100-letiy K..O. Kratsa (Actual problems of Precambrian Geology, Geophysics and Geoecology. Proceedings of the XXV youth scientific conference devoted to 100 anniversary of K. O. Krats). St. Petersburg, 2014, pp. 86-91.
8. Kaneva T. A., Udoratina O. V., Staricova E. V., Khubanov V. B. Ocenka nignego vozrastnogo predela neoproterozoiskoi so-kolninskoi svity severo-zapadnogo Pai-Hoya (Evaluation of lower age limit of neoproterozoic Sokoliy formation in northwestern Pay-Khoy based on detrital zircons U-Pb dating) // Bulletin of Moskow society of naturalists. Geology series. 2015, V. 90, No. 6, pp. 3—10.
9. Kuznetsov A. B., Staricova E. V., Maslov A. V., Konstantinova G. V. Sr-izotopnaya hemostratigraflya dokembri-yskih carbonatnyh porod Amderminskogo podnatiya, Pai-Hoy (Sr Isotopic Chemostratigraphy of Precambrian Carbonate Rocksin the Amderma Rise, Pai-Khoi Ridge) // Doklady Earth Sciences, 2016, V. 246, No. 4, pp. 447—451.
10. Kuznetsov N. B., Natapov L. M., Belousova E. A., Griffin U. L., O'Reilly S., Soboleva A. A., Kulikova K. V., Udoratina O. V., Morgynova A. A. Pervye resyltaty izotopno-go datirovaniya detritnyh zirkonov iz klastogennyh porod kom-pleksov Protouralid-timanid: vklad v stratigrafly pozdnego dokembriya podnatiya Engane-pe (zapad Polyarnogo Urala) (First results of isotopic dating of detrital zircons from the clastic rocks of the pre-Uralides-Timanides complexes: contribution in the late Precambrian stratigraphy of the Engane-Pe Uplift, Western Polar Urals) // Doklady Earth Sciences, 2009, V. 424, No. 6, pp. 363— 368.
11. Plecov P. U. Mnogestvennost istochnicov ostrovodygnyh magm i dinamika ih vzaimodeistviya (The multiplicity of sources of island arc magmas and dynamics of their interaction). Moskow, 2008, pp. 250.
12. Sazonova L. V., Nosova A. A. Zonalnost clinopiroksenov kak funcciya yslovii ostyvaniya magmaticheskogo rasplava (na pri-mere odinitov Urala) // Geochemistry, 1999, No. 12, pp. 12681284.
13. Safonova I. Yu., Buslov M. M., Simonov V. A., Izokh A. E., T. Komiya, Kurganskaya E. V., and T. Ohno. Geochimiya, petrogenezis i geodinamicheskoe proishogdenie ba-saltov iz Katynskogo akkrecionnogo komplecsa Gornogo Altaya (Geochemistry, petrogenesis and geodynamic origin of basalts from the Katun' accretionary complex of Gorny Altai (southwestern Siberia)) // Geology and geophysics, 2011, V. 52, No. 1, pp. 541—567.
14. Siminov V. A., Dobrecov N. L., Byslov M. M. Boninitovyeserii vstryktyrah Paleoaziatskogo okeana (Boninite se-
ries in the structures of the Paleo-Asian Ocean) // Geology and geophysics, 1994, V. 35, No. 7-8, pp. 182-199.
15. Tereshko V. V. Novye dannye po stratigrafii verhnepro-terozoiskih otlozhenii severo-zapadnogo Pai-Hoya (New data on the stratigraphy of the Upper Proterozoic sediments northwest of Pai-Khoy) // Stratigrafiya i paleogeografya fanerozoya evro-peiskogo severo-vostoka SSSR (Stratigraphy and paleogeography Phanerozoic of the European North-East of the USSR). Tr. X geol. konf. Komi USSR. Inst Geology and Geochemistry Ural Scientific Center of the Academy of Sciences USSR. Syktyvkar, 1987, pp. 9-12.
16. Tereshko V. V. Stratigrafiya verhneproterozoiskih otlozhenii severo-zapadnogo Pai-Hoya (Stratigraphy Upper Proterozoic sediments northwest of Pay -Khoy). Verhnii dokembrii severa Evropeiskoi chasti SSSR (Upper Precambrian North European part of the USSR). Syktyvkar, 1983, pp. 130-134.
17. Timonin N. I., Judin V. V., Belyaev A. A. Paleogeodina-mika Pai-Hoya (Paleogeodynamics of Pai-Khoi). Ekaterinburg: Ural Branch of the Academy of Sciences, 2004, 226 pp.
18. Evoluciya izvergennyh porod (The evolution of igneous rocks): Trans. with Eng./ Ed. H. Yoder. Moskow: Mir, 1983, 528 pp., il.
19. Bowen N. L The evolution of the igneous rocks. Princeton Univ. Press, 1928.
20. Boynton W. V. Geochemistry of Rare Earth Elements Meteorite Studies // Rare Earth Element Geochemistry. Amsterdam, 1984. P. 63-114.
21. Chambers A. D., Brown P. E. The Lilloise intrusion, East Greenland: fractionation of a hydrous alkali picritic magma // Journal of petrology, 1995, V. 36, No. 4, pp. 933-962.
22. DeBari Susan M., Coleman R. G., Examination of the deep levels of an island arc: evidence from the Tonsina ultramaf-ic-mafic assemblage, Tonsina, Alaska // Gournal of geophysical research, 1989, V. 94, No. B4, pp. 4373-4391.
23. GEOROC (www.georoc.mpch-mainz.gwdg.de/georoc)
24. Harker A. The Natural History of the Igneous Rocks. New York, 1909, 384 pp.
25. Kerrich R., Wyman D. A. Review of developments in trace-element □ ngerprinting of geodynamic settings and their implications for mineral exploration // Austral. J. Earth Sci., 1997, V. 44, pp. 465-487.
26. Kostitsyn Yu. A. Terrestrial and chondritic Sm-Nd and Lu-Hf isotopic systems: Are they identical? // Petrology, 2004, V. 12, pp. 397-411.
27. Mysen, B. O., Boettcher, A. L.: Melting of a hydrous mantle: I Phase relations of natural peridotite at high pressures and temperatures with controlled activities of water, carbon dioxide and hydrogen. J. Petrol. 1975, V. 16, pp. 520-548.
28. Nisbet E.G., Pearce J. A. Clinopyroxene composition in mafic lavas from different tectonic setting // Contr. Miner. Petrol., 1977, V. 63, pp. 149-160.
29. Pearce J. A. Trace element characteristics of lavas from destructive plate boundaries//Thorpe R. S. (ed.) Andesites. Wiley, Chichester, 1982, pp. 525-548.
30. Sun S., McDonough W. F. Chemical and isotopic sys-tematics of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes // Magmatism in the ocean basins / Eds. A.D. Saunders, M.J. Norry. Geol. Soc. London, Spec. Publ., 1989, V. 42, pp. 313-345.
31. Wood D. A. The application of a Th—Hf—Ta diagram to problems of tectonomagmatic classification and to establishing the nature of crustal contamination of basaltic lavas of the British Tertiary volcanic province // Earth Planet. Sci. Lett, 1980, V. 50, pp. 11-30.
