Бесплатный автореферат и диссертация по наукам о земле на тему

Изотопная систематика благородных газов в породах Субконтинентальной мантии на примере мантийных ксенолитов из вулканических полей Саудовской Аравии и Европы

ВАК РФ 25.00.09, Геохимия, геохимические методы поисков полезных ископаемых

Автореферат диссертации по теме "Изотопная систематика благородных газов в породах Субконтинентальной мантии на примере мантийных ксенолитов из вулканических полей Саудовской Аравии и Европы"

На правахрукописи

Буйкин Алексей Иванович

ИЗОТОПНАЯ СИСТЕМАТИКА БЛАГОРОДНЫХ ГАЗОВ В ПОРОДАХ СУБКОНТИНЕНТАЛЬНОЙ МАНТИИ НА ПРИМЕРЕ МАНТИЙНЫХ КСЕНОЛИТОВ ИЗ ВУЛКАНИЧЕСКИХ ПОЛЕЙ САУДОВСКОЙ АРАВИИ И ЕВРОПЫ

25.00.09 - геохимия, геохимические методы поисков полезных ископаемых

АВТОРЕФЕРАТ

диссертации на соискание ученой степени кандидата геолого-минералогических наук

Москва 2005

Работа выполнена в Институте геохимии и аналитической химии им. В.И. Вернадского РАН и лсч,

з^лл^-умг^еч су ЛД, СЧ . М.'Ь.

Научный руководитель: Доктор геолого-минералогических наук.

академик И.Д. Рябчиков

Официальные оппоненты: доктор химических наук В.Б. Поляков

кандидат геолого-минералогйческих наук, в.н.с. К.И. Лохов

Ведущая организация:

Геологический факультет Санкт-Петербургского Государственного Университета

Защита состоится 30 марта 2005 г. в 11 часов на заседании диссертационного совета Д 002.109.02 при Институте геохимии и аналитической химии им. В.И. Вернадского РАН по адресу: 119991 Москва, ул. Косыгина 19.

Факс: (095) 938-20-54

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке Института геохимии и аналитической химии им. В.И. Вернадского РАН

Автореферат разослан 28 февраля 2005 г.

Ученый секретарь диссертационного совета канд. геол.-мин. наук

А.П. Жидикова

Введение

Изучение благородных газов позволяет получить информацию о ранней истории и составе Земли, а также о современных процессах, происходящих в земных недрах, знание о которых иначе недоступно. Например, присутствие солнечных гелия и неона в мантии Земли показывает, что наша планета захватила солнечные газы в процессе аккреции либо прямо из солнечной небулы, либо в результате имплантации солнечного ветра. Избытки радиогенных нуклидов (40Аг из 40К, ''Не и 2lNe из U и Th, 12,Хе из короткоживущего IJ'l и ксенона спонтанного деления и короткоживущего 244Ри) указывают на масштабную дегазацию мантии, имевшую место на ранних этапах развития Земли, а также делают важный вклад в изучение ранней эволюции земной атмосферы. Наконец, различия в изотопном составе благородных газов мантии-источника MORB и источника плюмов тесно связаны со структурой и эволюцией мантии Земли. Это вносит свой вклад в обсуждение проблемы происхождения мантийных плюмов - связаны ли они с менее деплетированными и менее дегазированными (по сравнению с верхней мантией) глубинными резервуарами и требует ли их существование рассмотрения моделей послойной мантийной конвекции или же допускает полную конвекцию мантии.

Ответ на эти важные вопросы во многом зависит от правильной оценки изотопного состава благородных газов мантии Земли: как состава первичных изотопов, так и величины избытка радиогенных нуклидов редких газов, образовавшихся из разных (по времени жизни) материнских ядер. Все это требует проведения высокоточных анализов благородных газов в мантийных породах.

На сегодняшний день относительно хорошо установлен элементный и изотопный состав верхней мантии - источника базальтов срединно-океанических хребтов, в то время как характеристики благородных газов субконтинентальной литосферной мантии (СКЛМ) остаются дискуссионными. Небольшое количество существующих работ, которые главным образом сфокусированы на изучении гелия в СКЛМ, дают только общие представления об изотопной метке в этой части мантии. Открытыми остаются вопросы о латеральной и глубинной неоднородности изотопных меток благородных газов в континентальной литосферной мантии.

Актуальность работы. Работа представляется актуальной, поскольку является частью большого направления по изучению состава и структуры глобального геохимического резервуара - мантии Земли и направлена на исследование геохимической систематики таких уникальных трассеров природных геологических процессов как благородные газы. Слабая изученность и большая редкость данных по изотопному составу благородных газов (прежде всего, аргона и неона) в СКЛМ, также делают работу актуальной. Кроме того, в ходе работы

40 ■ 39 *

дальнейшее развите получил метод исследования - в приложении к изучению

поведения аргона в процессе мантийного метасоматоза.

Цели и задачи работы. Целью настоящего исследования было выявление закономерностей распределения изотопов аргона и легких благородных газов (Не и Ne) в породах субконтинеитальной мантии и их поведения в мантийных процессах. В частности, на одном из объектов - вулканическом поле Увэйрид (Саудовская Аравия) - изучалось геохимическое поведение аргона в процессе мантийного метасоматоза. Аргон в мантийных образцах обычно является сложной смесью, состоящей из разных пропорций in situ

радиогенного Аг, мантийного (верхне- и/или нижнемантийного) и атмосферного компонент. Разделение этих составляющих имеет решающее значение для надежного определения их источников или процессов, приводящих к смешению разных компонентов аргона, и времени образования минералов и пород. В связи с этим были поставлены следующие задачи:

- подобрать образцы мантийных ксенолитов, метасоматизированных в разной степени при взаимодействии с разными метасоматическими агентами;

- отобрать мономинеральные фракции и подготовить их вместе с валовыми пробами для изотопных анализов;

- изучить изотопный состав аргонаАг-3,Аг-методом исследования;

- разделить генетически и изотопно различные компоненты аргона в мантийных ксенолитах и выявить их источники и фазы-носители;

- получить геохронологическую информацию.

На двух других объектах - вулканических полях Эйфеля (Германия) и Паннонского бассейна (Венгрия) -'изучались вариации изотопного состава гелия, неона и аргона в газово-жидких включениях в мантийных ксенолитах. В связи с этим решались следующие задачи:

- подбор наиболее перспективных образцов для анализа благородных газов, для чего сначала проводилось измерение изотопного состава аргона в валовых пробах с выделением газа методом ступенчатого отжига - для выявления образцов, содержащих большое количество мантийного аргона и наименее контаминированных атмосферной составляющей;

- отбор мономинеральных образцов из перспективных ксенолитов;

- анализ изотопного состава гелия, неона и аргона с выделением газа из образцов методом ступенчатого дробления (для изучения газово-жидких включений без извлечения газов из решетки минерала) и последующая обработка и интерпретация данных.

Научная новизна. Впервые проведено детальное исследование влияния эффектов мантийного метасоматоза на изотопный состав аргона в мантийных ксенолитах Саудовской Аравии. Выявлена существенная неоднородность изотопного состава аргона в ксенолитах, которая отражает взаимодействия с изотопно и генетически разными флюидами и/или расплавами в течение, по крайней мере, двух различных периодов мантийного метасоматоза. Получена оценка возраста позднего мантийного метасоматоза 2 (~4 Ма) в мантии под Саудовской Аравией.'Убедительно показано, что для получения надежных изотопных данных по благородным газам даже в мономинёральных образцах необходимо применять ступенчатый отжиг с высоким температурным разрешением - для дополнительного разделения газа главных минеральных фаз от газа вторичных контаминируюших фаз. Выявлено, что пироксен, как наименее подверженный влиянию атмосферных контаминантов. является наиболее подходящим минералом для исследования мантийных процессов с помощью изотопов благородных газов.

Впервые получены высокоточные данные по изотопному составу благородных газов в мантийных ксенолитах вулканических полей Эйфеля и Паннонского бассейна. На основании этих данных сделан вывод о вовлечении вещества глубинного мантийного плюма в неогеновый и четвертичный щелочно-базальтовый вулканизм Эйфеля и Паннонского бассейна. Получены модельные оценки изотопных меток благородных газов Европейского плюма и выявлены эффекты смешения вещества плюма и СКЛМ под Центральной и Восточной Европой.

Практическая значимость работы. Полученные данные могут быть полезны при построении моделей строения и эволюции мантии, взаимодействия разных мантийных резервуаров между собой и с атмосферой. Результаты исследования также будут полезны при построении моделей процессов, проходивших на до- и аккреционной стадии формирования Земли. Исследование позволило далее развить ^Аг-^Аг-метод датирования для изучения процессов мантийного метасоматоза и сопутствующих им комплексных взаимодействий между породами и флюидами и/или расплавами.

Защищаемые положения:

1. На основании изучения мантийных ксенолитов из вулканического поля Увэйрид. Саудовская Аравия, ^Аг-^'Аг методом исследования установлено, что основным минералом-носителем мантийного аргона в изученных ксенолитах является пироксен, что делает его наиболее перспективным для получения изотопных характеристик мантийного источника ксенолитов. Оливин и амфибол в значительной степени контаминированы атмосферной составляющей, содержание которой в амфиболе в 3 -18 раз выше, чем в пироксене; это приводит к тому, что амфибол даже при малых модальных количествах может вносить существенный вклад в аргоновый баланс ксенолита. Поэтому анализы в одну или лишь несколько первых температурных ступеней дают не имеющие определенного смысла усредненные изотопные отношения.

2. Впервые 40Аг-3,Аг методом датирования определен возраст (3.85±0 40 Ма) обширного мантийного метасоматоза, приведшего к образованию вторичного межзернового амфибола в породах субконтинентальной мантии под Саудовской Аравией. Сделано предположение, что метасоматические процессы в мантии, проходившие одновременно с раскрытием красноморского рифта, сопровождались попаданием насыщенных морской водой флюидов в глубинные зоны, о чем свидетельствуют соотношения изотопного состава аргона с содержанием калия и хлора в образцах, подвергнутых наиболее сильному воздействию поздних метасоматических флюидов.

3. Получены высокопрецизионные данные по изотопному составу гелия, неона и аргона в мантийных 'Ксенолитах из вулканических полей Эйфеля и Паннонского бассейна. Впервые для этих районов обнаружен менее нуклеогенный, чем в МОЯБ, изотопный состав неона, что может быть объяснено лишь присутствием вещества глубинного мантийного плюма типа Лоихи или Реюньон. Такой вывод подтверждает выдвинутые ранее предположения, основанные на геохимических и геофизических данных, о том, что неоген-четвертичный щелочно-базальтовый вулканизм Эйфеля и Паннонского бассейна имеет плюмовый мантийный источник.

4. Предложена модель смешения компонентов гелия и неона из разных мантийных резервуаров, объясняющая отсутствие гелия с высокими (выше, чем в МОЯБ) отношениями 3Не/Не в такой плюмовой континентальной обстановке, как вулканическая формация Эйфель. Получена модельная оценка изотопных меток благородных газов в Европейском плюме: Аг/Аг = 15000±1200. -^е/".\1е™„1к = 0.042±0.05,4Не/3Не ~ 36000 - 80000.

Фактический материал. В основу работы положены экспериментальные данные, полученные автором в период с 1999 по 2003 год. За это время было подготовлено к измерениям 24 пробы пород и минералов; проведено более 200 анализов изотопного состава аргона в образцах ксенолитов из вулканических полей Саудовской Аравии и более 100 (не считая предварительных исследований) измерений изотопного состава гелия, неона и аргона в ксенолитах из вулканов Драйзер Вайер (Западный Эйфель, Германия) и Сцентбекалла (Паннонский бассейн1, Венгрия). Анализы проводились на масс-спектрометрах СН-5 -и VG-3600 в Институте ядерной физики им. Макса Планка (Хайдельберг, Германия). В работе также использованы данные исследования химического состава ксенолитов, полученные Melanie Kaliwoda на электронном микрозонде в Минералогическом Институте Хайдельбергского Университета (Германия).

Структура и объем работы. Диссертация состоит из Введения, 5 глав и Заключения, изложена на 145 страницах, иллюстрирована 30 рисунками и содержит 22 таблицы.

Апробация работы. Результаты исследований по теме диссертации были доложены на четырех международных и четырех общероссийских научных конференциях, в частности, на 10-й Гольдшмидтовской Конференции (Оксфорд, Англия, сентябрь 2000 г.), на Ежегодном Симпозиуме Минералогического сообщества Германии (Хайдельберг, Германия, сентябрь 2000 г.), на 12-й Гольдшмидтовской Конференции (Давос, Швейцария, август 2002 г.). на 14-й Гольдшмидтовской Конференции (Копенгаген, Дания, июнь 2004), на J и ТТ Российской конференциях по изотопной геохронологии (Москва, ноябрь 2000 г., С-Петербург, ноябрь

2003 г.), на XVI и XVII Симпозиумах по геохимии изотопов (Москва, ноябрь 2001 г., декабрь

2004 г.). По теме диссертации опубликовано 2 работы и одна сдана в печать.

Благодарности. Работа была выполнена под руководством академика, доктора геолого-минералогических наук Игоря Дмитриевича Рябчикова, которому автор выражает искреннюю благодарность. Автор также сердечно благодарит коллег из Германии - приват-доцента, доктора Марио Трилоффа и доктора Йенса Хоппа, под непосредственным руководством которых была выполнена экспериментальная часть работы, и с которыми автор сотрудничает на протяжении последних 5 лет. Искреннюю признательность автор выражает сотрудникам лаборатории геохимии изотопов и геохронологии ГЕОХИ РАН докторам г-м наук Ю.А. Костицину и В.И. Устинову, кандидатам химических наук М.М. Фугзан и A.M. Плешакову, кандидату r-м наук В.В. Пухову за обсуждение отдельных частей работы и моральную поддержку. Автор признателен доктору г-м наук Б.Г. Поляку за внимательный просмотр рукописи и критические замечания, которые помогли улучшить работу. Отдельную благодарность автор выражает профессору, доктору химических наук Ю.А. Шуколюкову. без доброго содействия которого работа могла и не начаться. Автор благодарит Минералогический Институт Хайдельбергского Университета в лице его директора Райнера Альтера за любезно предоставленные образцы и условия для исследований.

Сердечную благодарность автор выражает супруге и коллеге Екатерине Владимировне Корочанцевой и детям Петру, Валентине и Василию за терпение и моральную поддержку.

Глава I. Изотопный состав гелия, неона и аргона в мантии Земли.

Структура и состав мантии

Мантия составляет около двух-третих массы Земли и является источником земной коры и атмосферы. С ней связаны такие полезные ископаемые как алмазы, хром, никель, элементы платиновой группы и др. Поэтому изучение структуры и состава мантии имеет важное практическое значение.

В настоящее время ясно, что мантия гетерогенна как по составу, так и по структуре. Ранние идеи о двухслойном строении мантии (верхний деплетированный слой - источник MORB, и нижний недеплетированный - источник ОЮ) с гомогенным составом внутри каждого слоя подверглись сомнению, поскольку ОШ сильно варьируют по составу и. таким образом, не могут происходить из химически однородного примитивного слоя мантии Анализируя существующие модели строения мантии, Хофманн (1997) сделал следующее обобщение. Земная мантия была частично деплетирована несовместимыми элементами за счет образования континентальной коры, которая, экстрагировала примерно половину общего запаса высоко несовместимых элементов из мантии. Эта остаточная деплетированная мантия химически гетерогенна на локальном, региональном и глобальном уровнях. Конвективные колебания не гомогенизируют мантию предположительно из-за близповерхостных процессов, таких как частичное плавление и субдукция, которая продолжает привносить химические и изотопные неоднородности. Наиболее деплетированный и наименее гетерогенный район расположен выше 660 км границы мантии и продуцирует MORE путем пассивного апвеллинга и частичного плавления. Плюмы гетерогенны по составу и предположительно происходят с пограничного слоя где-то ниже этого верхнемантийного резервуара. Важную роль в образовании мантийной гетерогенности играет субдукция, которая вводит океаническую кору и небольшое количество осадков различного состава в мантию.

Таким образом, изотопная геохимия и геохимия рассеянных элементов мантийных пород, главным образом океанических базальтов, показывают, что мантия содержит несколько компонентов различным изотопным и химическим составом, которые отражают ее глобальную эволюцию. Эта эволюция характеризуется обеднением верхней мантии рассеянными элементами, возможным пополнением из глубинной менее деплетированной мантии и рециркулированием океанической коры и литосферы, но только небольшого количества континентального материала.

Благородные газы (краткая характеристика природных изотопов Не, NeuAr)

Одним из .наиболее важных инструментов для изучения структуры и эволюции мантии являются благородные газы. Такие их основные свойства, как химическая инертность и малая распространенность, играют большую положительную роль при изучении различных природных процессов путем исследования изотопного состава благородных газов В этой работе изучался состав гелия, неона и аргона.

Гелий Природный гелий состоит из двух изотопов: 3Не и 4Не. Земной изотоп 4Не является в основном радиогенным, образовавшимся в результате распада урана и тория Изотоп •'Не в основном первичный с небольшой добавкой (при определенных условиях) спалогенного компонента. Образование происходит при взаимодействии элементарных частиц космического излучения с ядрами легких элементов (в основном Li, Be, Вив гораздо меньшей степени N, О и в атмосфере и поверхностных слоях земной коры, а также в

ядерных реакциях, протекающих в литосфере под воздействием естественного потока элементарных и а-частиц. Однако, рассматривая роль возможных источников образования Не на Земле следует помнить об их несопоставимости с масштабами генерации радиогенного 4Не.

Неон. Природный неон состоит из трех изотопов: 20Ые, 21№ и "Ке. Изотоп неона с атомной массой 20 является стабильным. Два других образуются в малых количествах при протекании в природе ядерных реакций (в основном на ядрах кислорода, магния и фтора), инициируемых распадом тяжелых радиоактивных элементов - урана и тория.

Аргон имеет три природных изотопа: 40Аг, 38Аг и 36Аг. Почти весь земной аргон

- лп л v) а

представлен изотопом с атомной массой 40; и практически целиком земные Аг и Аг являются первичными, а 40Аг - радиогенным, образованным в результате радиоактивного

40тл

распада

Благородные газы в мантии Земли

Основными экспериментальными данными о благородных газах мантии являются результаты изучения базальтов срединно-океанических хребтов (MORB) и базальтов океанических островов Изотопный состав благородных газов в океанических базальтах

существенно влияет на дискуссию о химической структуре мантии. Сегодняшнее понимание геохимии благородных газов в мантии Земли можно обобщить следующим образом.

Вариации изотопного состава благородных газов связаны с процессами, контролирующими распределение калия, урана и тория - на сегодняшний день главных теплогенерирующих нуклидов на Земле. Базальты Срединно-океанических хребтов имеют отношения ^Не/'Не, варьирующие от 3 до 15 Ra, в то время как полный диапазон этого отношения в базальтах океанических островов шире - от 3.5 до 43 Яа. Вариации отношения 'Не^Не в МСЖВ, не подверженных воздействию вещества горячих точек или мантийных плюмов, ограничены диапазоном 6.5 - 9.5 Ra. Среднее отношение близко для MORB

из каждого из океанических бассейнов (от 8.08 до 8.24 Ra). Отношения 3Не/4Не в базальтах океанических островов достигают значений >40 Яа, что поддерживает идею существования глубинных мантийных плюмов, имеющих более низкое отношение

(и+ТЬ)/3Не в их

мантийных источниках по сравнению с источником MORB. Повсеместное присутствие избыточного гелия-3 в мантийных породах доказывает, что Земные недра все еще дегазируют первичные летучие элементы.

Вся мантия также характеризуется повышенными по сравнению с атмосферой отношениями

20Ке/22№ и 2|№/22№. Отношение 20№/22Ме, по-видимому, относительно постоянно в мантии и аналогично либо отношению в солнечном ветре (13.8). либо солнечному компоненту, захваченному в метеоритах и в атмосфере Юпитера (12.5). Отношение 21Ке/22№ непостоянно в мантии из-за нуклеогенной добавки и з о т о'ЭДй в резервуарах, имеющих разные отношения Этот нуклеогенный вклад

относительно выше в мантийном источнике MORB, в сравнении с источниками О1В (в особенности Исландии, Гавайев и Реюньона).

Мантийное отношение также изменчиво из-за вариаций отношения и

достигает 40000 в MORB. Наиболее надежные оценки для OIB составляют 8000 - для подводной горы Лоихи (Гавайи) и 12000 - для о-ва Реюньон [Tгieloff et э1 2002] Верхнемантийный источник MORB, таким образом, характеризуется более высоким

отношением радиогенных к первичным нуклидам благородных газов из-за его более дегазированной природы и, как следствие, более высоких отношений родительских нуклидов к дочерним "(например, (и+ТЪ)/3Не и К/36Аг). Относительно недегазированная природа мантийных источников некоторых океанических островов также явно следует из соотношений 3Нё/4Йе, 2СКе/иКе - 21Ке/иКе и 40Аг/36Аг в океанических базальтах. Вообще, различие в изотопном составе благородных газов между MORB и ОГО является наиболее фундаментальным геохимическим доказательством стратификации мантии Земли. Базальты океанических островов из таких районов как Гавайи, Исландия и Реюньон имеют более глубинный источник, чем базальты срединно-океанических хребтов.

Субконтинентальная литосферная мантия как самостоятельный геохимический резервуар благородныхгазов

Значительная часть верхней мантии изолирована от этого конвектирующего резервуара как часть субконтинентальной литосферной мантии (СКЛМ). Потенциально вклад СКЛМ в эволюцию мантии может оказаться очень существенным. С одной стороны в нем могут содержаться значительные количества благородных газов и других следовых элементов. С другой стороны перемещение вещества СКЛМ в более глубокие, подверженные конвекции слои мантии может сильно менять и даже формировать уникальный изотопный состав мантийных доменов, которые впоследствии становятся источником пород океанических островов.

Информация о составе и эволюции СКЛМ определенного региона может быть получена при изучении мантийных магм и/или материала ксенолитов, захваченных и перенесенных к поверхности быстро поднимающимися расплавами. К сожалению, магмы, изверженные субаэрально, обычно сильно дегазированы и не сохраняют измеримые концентрации мантийных благородных газов, хотя некоторые данные можно получить, изучая фенокристы. В противоположность этому, благородные газы ультраосновных ксенолитов из континентальных вулканических провинций предоставляют существенную информацию о литосферных процессах и эволюции субконтинентальной мантии.

Большая часть имеющихся на сегодняшний день данных сконцентрирована на изотопах гелия - в первую очередь из-за относительной легкости анализа, а также потому, что гелий не подвержен атмосферной контаминации в той степени, как это имеет место для других благородных газов. Многие работы были направлены на исследование ультраосновных ксенолитов и фенокристов, найденных в щелочных базальтах. Районы с относительно небольшим возрастом вулканизма предоставляют возможность исследовать относительно свежие (невыветренные) образцы, сохранившие мантийные благородные газы. Наиболее изученными на сегодняшний день являются такие регионы, как Центральная и Западная Европа, Юго-Восточная Австралия, некоторые районы Африки, красноморский регион и юго-западные районы США. Основные выводы, которые были сделаны по исследованиям этих районов, заключаются в следующем:

- Гелий в ультраосновных ксенолитах и алмазах находится преимущественно во флюидных включениях и, вероятно, был внедрен вместе с флюидами, богатыми СОг. Распределение благородных газов в ксенолитах контролируется введением и удержанием этих включений Отношение в ультраосновных ксенолитах относительно однородно, что весьма

примечательно, учитывая изотопные вариации по другим элементам, таким как Sг и №. Это расхождение гелия с другими изотопными системами, вероятно, происходит из-за

относительно недавней добавки Не в ксенолит с флюидами, обогащенными гелием по отношению к другим следовым элементам, либо в мантии, либо во время транспортировки ксенолита к поверхности. Отношения 3Не/Не в ультраосновных ксенолитах бывают близки наблюдаемым для MORB (в среднем 8±1 Ra, где Ra = 1.39*10''). Однако общая черта некоторых регионов заключается в том, что отношения 3Не/*Не в них ниже, то есть более радиогенны, чем в деплетированном источнике N-MORB. До сих пор нет четкого доказательства существования в ультраосновных ксенолитах отношения выше, чем

в MORB, что предполагает отсутсвие в СКЛМ источников с высокими 3Не/4Не.. подобных источникам вулканитов Исландии или Гавайев.

- Надежных данных по изотопному составу неона в СКЛМ очень мало. Часть из них показывает, что неон в СКЛМ неотличим от состава MORB. В случае ксенолитов Красноморского региона надежно обнаружено как несколько менее нуклеогенное отношение

свидетельствующее о добавке в ксенолиты неона плюмового типа, так и более неклеогенный неон, интерпретированный Хоппом и др. [Норр et al. 2004] как характерный для литосферного источника ксенолитов. В карбонатитах и связанных с ними минералах Кольского полуострова Марта и др. [Marty et al. 1998] был обнаружен существенный вклад компонента плюма, подобного плюму Лоихи или Исландии.

- Данные по изотопному составу аргона в ксенолитах показывают значительные вариации отношений

4"агЛаг. в целом, эти отношения существенно выше атмосферного (295 5) и достигают 10000 - 17000, что, однако, ниже значений для MORB (до 40000).

Глава 2. Методы исследования и экспериментальные процедуры.

Методика эксперимента при исследовании ксенолитов Саудовской Аравии

Для исследования Аравийских ксенолитов мы применили 4°Ar-3l)Ar метод с выделением газа ступенчатым отжигом с высоким температурным разрешением. Мономинеральные фракции, используемые для анализов, подготавливались путем „мягкого" дробления (под действием силы тяжести металлического пестика, без приложения дополнительной силы) крупных порфиробластов главных минералов и последующего отбора под бинокуляром зерен размером 315-500 микрометров. Затем мономинеральные и валовые пробы подверглись ультразвуковой чистке в разбавленной азотной кислоте, деионизированной дистиллированной воде и этаноле. Далее образцы, завернутые в высокочистую алюминиевую фольгу (99.999%). были отданы на облучение в GKSS-реакторе, Гамбург, Германия. После облучения пробы помещались в систему, в которой создавался высокий вакуум мм. рт. ст.).

Дегазация образцов происходила в индукционной печи с низким бланком с шагом 30-200 °С. начиная с 300-500 и заканчивая 1600-1700 °С. Газ каждой температурной фракции собирался в течение 60 минут (10 минут отжиг образца), после чего очищался от химически активных газов на Ti- и SAES (Zr-Al)-reiTepax и затем анализировался в магнитном секторном поле газового масс-спектрометра (СН5 Varian МАТ). Величина бланка варьировала между 1.37 и 4.04*10"'° СМ3 при температуре 600 °С и между 37.6 И 64.4*10"'° СМ3 при температуре 1600 °С Масс-дискриминация и чувствительность прибора определялись по ежедневным измерениям объема Аг пипетки, равного 1.81*10"7см3 STP.

Методика эксперимента при анализе благородных газов в ксенолитах Эйфеля и Паннонского бассейна

Поскольку контаминация атмосферным компонентом благородных газов зачастую в той или иной степени «стирает» мантийный сигнал, вызывая тем самым серьезные аналитические ошибки при анализах аргона и особенно неона, мы минимизировали количество контаминированных образцов, проведя анализы аргона со ступенчатым отжигом для большего числа образцов (всего 34) из вулкана Драйзер Вайер (Зап. Эйфель, Германия) и различных вулканических полей Паннонского бассейна (Венгрия). Используя изотопный состав аргона как репер для оценки состава неона, мы отобрали для анализов благородных газов подходящие образцы - с высоким содержанием мантийного аргона (т.е. с относительно высоким отношением и содержанием обеспечив тем самым

достаточно точное измерение изотопного состава гелия и неона.

Изотопный состав гелия, неона и аргона изучался в мономинеральных пироксеновых образцах, отобранных из двух шпинелевых лерцолитов и двух пироксенитов из Драйзер Вайер (Эйфель) и из четырех шпинелевых лерцолитов из вулканического поля Сцентбекалла (Паннонский бассейн). Методика пробоподготовки та же, что и для образцов Саудовской Аравии. Для того, чтобы отделить мантийный флюидный компонент благородных газов от радиогенного или возможного космогенного компонентов, расположенных в кристаллической решетке, газ выделялся методом ступенчатого дробления.

Измерение изотопного состава гелия, неона и аргона проводилось на модифицированном масс-спектрометре VG-3600 в Институте ядерной физики имени Макса Планка в Хайдельберге (Германия). Значения системного бланка варьировали между 3.2-5.6x10"' см3/г STP для "Не, 1.1-3.8х10'12 см3/г STP для 20Ne и 0.5-4.5х10'12 см3/г STP для :"'Аг.

Калибровка масс-дискриминаций и чувствительности масс-спектрометра проводилась посредством регулярных измерений стандартной смеси газов атмосферного состава - для неона и аргона - и отношением 'Не^Не = 14.7 Ra («Потсдамский газовый стандарт». [Althaus 1999]).

Глава 3. Краткая геологическая характеристика районов исследования и

минералого-петрографическое описание образцов

СаудовскаяАравия

Рифтообразование в районе Красного моря началось в олигоцене (около 30 млн. лет назад) и привело к формированию узкой оси раскрытия Красного моря. Спрединг океанического дна начался сравнительно недавно - в последние 5 млн. лет [Bohannon et al. 1989]. Вулканическая активность, связанная с формированием Красного моря, началась одновременно с рифтообразованием и продолжалась до исторических времен [Ukstins et al. 2002]. Воздымание и эрозия обнажили кристаллический фундамент на большой территории, названной Арабо-Нубийским щитом. Центральная часть этого щита состоит из ювенильной. образованной непосредственно из мантии океанической коры и из коры внутриокеанических островных дуг позднего докембрия.

Шпинель-перидотивовые ксенолиты Сг-диопсидовой группы из кайнозойских вулканических полей Аравийского полуострова зафиксировали - в различной степени - два разных эпизода мантийного метасоматоза [Henjes-Kunst et al. 1987,1990]. Ранний метасоматоз 1 привел к формированию внутризерновой Cr-Al-шпинели, внутризенового Сг-паргасита (<2 об. %) и межзернового Ва-флогопита. После перекристаллизации последовало второе метасоматическое событие, в ходе которого образовался межзерновой амфибол и внедрен

межзерновой расплав, в настоящее время представленный пакетами и прожилками стекла с микрофенокристами оливина, пироксена, шпинели и амфибола. Согласно Rb-Sr и Sm-Nd изотопным систематикам ксенолитов, оба метасоматоза - 1 и 2 - произошли в течение последних нескольких миллионов лет под воздействием флюидов или расплавов, близких по изотопному составу стронция и неодима [Henjes-Kunst et al. 1990]. Хотя пока ие до конца ясно, представляют ли метасоматоз 1 и 2 различные эпизодические процессы, или же это был один продолжительный процесс, длящийся в течение нескольких млн лет, автор будет придерживаться обозначений «метасоматоз 1 и 2» - для того, чтобы отличать разные характеристики, вызванные последовательно внедряющимися метасоматическими агентами, даже если их источник был единым.

Поскольку в этом районе основной целью было изучение воздействия мантийного метасоматоза на изотопный состав аргона в мантийных ксенолитах, были отобраны образцы ксенолитов из вулканического поля Увэйрид (и один - SA87-6/9 - из вулканического поля Аль-Бирк), метасоматизированные в разной степени при взаимодействии с разными метасоматическими агентами. Образцы SA84-85 и SA84-123 представляют собой шпинелевые лерцолиты, слабо метасоматизированные флюидной фазой, что привело к коррозии шпинели, внедрению небольшого количества флюидных включений и образованию очень малого количества амфибола в SA84-123. Ксенолит SA84-38 также был слабо метасоматизирован. но скорее при взаимодействии с расплавом, а не флюидом, на что указывает присутствие небольшого количества стекла и амфибола. Образец SA87-6/9 показывает более сильное взаимодействие с флюидной фазой или, возможно, расплавом. Паргаситовый лерцолит SA84-128/3 содержит в больших количествах флюидные включения и вторичный межзерновой амфибол, высокое содержание которого указывает на сильное воздействие метасоматоза 2. Оливиновый вебстерит SA84-63 содержит исключительно большое количество межзернового Ва-флогопита, образованного в ходе раннего метасоматоза 1. Роговая обманка SA84-64 представляет собой гомогенный по составу мегакрист керсутита. Роговая обманка SA84-42b имеет состав, переходный от паргаситового к керсутитовому. Этот образец содержит небольшое количество включений стекла, оливина и шпинели.

Вулканические поля Центральной и Восточной Европы

Ксенолиты Сцентбекалла (Паннонский бассейн, Венгрия)

Вулкан Сцентбекалла (Szentbekkalla), из плейстоценовых пепловых туфов которого были отобраны изученные в этой работе мантийные ксенолиты, расположен на плато Балатон - юго-западнее одноименного озера в Паннонском бассейне (Венгрия). Для изученных нами ксенолитов пока не существует минералогических или изотопных данных, однако, они могут обсуждаться в контексте других ксенолитов из Сцентбекалла или района озера Балатон. По изотопному составу Nd, Sr и Pb [Rosenbaum et al. 1997] ксенолиты Паннонского бассейна, подвергшиеся как скрытому (обогащенные LREE), так и модальному (содержащие амфибол) метасоматозу, близки, к лавам, показывающим диапазон составов [Wilson and Downes 1991] между обогащенной мантией ЕМ1, которую приписывают локальной литосфере, и мантией типа HIMU-DMM, которую связывают с «Европейским астеносферным резервуаром» (EAR). Менее метасоматизированные ксенолиты, наоборот, содержат более высокую пропорцию компонента DMM, иногда достигая чистого состава DMM [Rosenbaum et al. 1997]. Для исследованных нами ксенолитов можно ожидать похожий на наблюдаемый в работе [Rosenbaum et al. 1997] разброс изотопных составов, поскольку наши образцы также

варьируют по степени деформации и степени метасоматоза, что отражается в различных степенях расплав-минерального взаимодействия на границах зерен и распространенности флюидных включений, богатых СОг.

Образец SZB-A20 представляет собой слабо полосчатый лерцолит со структурой от протогрануловой до равнозернистой. Межзерновое стекло указывает на реакцию расплава с клинопироксеном и шпинелью, большое количество флюидных включений присутствует в стекле и пироксене. Лерцолит SZB-A5 имеет структуру от протогрануловой до порфирокластовой. Для него характерны многочисленные включения стекла и флюидов, продукты реакций между минералами и расплавом и корродированные зерна шпинели. Лерцолиты SZB-A19 и SZB-A8 также имеют пластинки стекла на границах зерен и флюидные включения, но они изотропны с протогрануловой структурой. Структура минерал-расплавных и порода-флюидных взаимодействий указывает на множественные метасоматические взаимодействия, а также на то, что инфильтрация не была связана с транспортом магмы, что соответствует предыдущим заключениям [Гбгбк and De Vivo 1995, Demeny et al. 2004]. Стекла обычно обогащены кремнеземом, амфибола найдено не было.

Ксенолиты вулканаДрайзер Вайер (Западный Эйфель, Германия)

Исследованные нами ксенолиты (два лерцолита - DW1280 и DW1 и два клинопироксенита - DW906 и DW918) были отобраны из пегаювых туфов вулкана Драйзер Вайер, расположенного в Западном Эйфеле. Амфибола в шлифах найдено не было, но выявлено, что клинопироксениты реагировали с расплавом или флюидной фазой. По изотопному составу твердофазных элементов (Sr, Nd, Pb) водные ксенолиты Эйфеля показывают меньшую пропорцию DMM-компонента, чем безводные ксенолиты [Witt-Eickschen et al. 2003]. Однако, ~в противоположность ксенолитам Паннонского бассейна, водные ксенолиты Эйфеля отличаются от состава несущих их расплавов на линии смешения EM1-HIMU [Witt-Eickschen et al. 2003], тогда как безводные ксенолиты (как DW1280 и DW1) и пироксениты (как DW906 и DW918) скорее отражают диапазон составов вмещающих лав. в соответствии с линией, определенной [Wilson and Downes 1991]. Пироксениты рассматриваются как внедренные на большой глубине (50 и 70 км) расплавы [Witt-Eickschen and Kramm 1998]. Однако эти расплавы не повлияли на минералогию, состав главных и следовых элементов или изотопный состав Sr и Nd вмещающих перидотитовых пород, за исключением сантиметровых в размере реакционных зон [Witt-Eickschen and Kramm 1998; Witt-Eickschen et al. 2003]. Отметим, что по изотопному составу Sr, Nd и Pb два исследованных в данной работе клинопироксенита занимают две различные позиции вдоль линии, определенной [Wilson and Downes 1991], где DW918 имеет большую пропорцию компонента ЕМ1, чем DW906 [Witt-Eickschen and Kramm 1998].

Глаьа IV. Результаты исследования ксенолитов Саудовской Аравии

Роговые обманки

В роговой обманке SA 84-64 преобладает радиогенный компонент, образованный in situ, и дающий возрастное плато по пяти температурным фракциям (содержащим более 97% 39Аг) с возрастом 1.05±0.07 млн. лет. Захваченный компонент здесь имеет атмосферный изотопный состав аргона (^Аг/'Чг = 295.5). Мегакрист роговой обманки SA84-42B при коррекции на атмосферное отношение изотопов в захваченном аргоне дает ступенчатый возрастной спектр, что указывает на присутствие избыточного аргона. Трехизотопная

диаграмма подтверждает это: большинство температурных фракций образуют линию, указывающую на захваченный аргон с (^Аг/^Аг)^, > 295.5. Хотя очевидно, что некоторые низкотемпературные фракции имеют захваченный аргон с атмосферным составом, три температурных фракции, содержащие около 75% 39Аг, образуют частичную изохрону с (4°Аг/36Аг)мхв = 549+10. Поправка возрастного спектра на это значение дает плато с возрастом 1.65±0.11 млн. лет.

Перидотитовые ксенолиты

Паргаситовыйлерцолит SA84-128/3

Наиболее вероятно, этот ксенолит являлся шгашелевым лерцолитом, в котором клинопироксен был замещен вторичным паргаситом, образованным в ходе мантийного метасоматоза 2. Как и мегакрист 8Л84-42Б, амфибол из этого ксенолита имеет отчасти нарушенный возрастной спектр, что указывает на возможное присутствие избыточного аргона-40. На трехизотопной диаграмме аргона данные (за исключением фракции 350 °С) образуют псевдо-изохрону, показывающую на захваченный компонент с 40Аг/3"Аг = 305±20, то есть фактически не отличающийся по составу от атмосферного (рис. 1С, серым). При поправке на такое отношение возрастной спектр дает интегральный возраст 2.6±1.2 Ма (рис. ГО, серым).

Рис. 1. (А), (В) Кинетика выделения изотопов аргона из амфибола 8Л84-128/3. (С) Трехизотопные диаграммы аргона и (Б) возрастные спектры для амфибола и валовой пробы ксенолита 8Л84-128/3.

Интегральный возраст валовой пробы ксенолита 8Л84-128/3 значительно выше (-8-9 Ма). Здесь изохрона более явно показывает присутствие избыточного аргона: данные валовой пробы образуют три различных кластера (рис. 1С, черным). В то время как

низкотемпературные фракции рассредоточиваются по направлению к атмосферному аргону, среднетемпературные фракции (содержащие более 90% 39Аг, образованного при облучении на ядрах ПС в структуре амфибола) дают хорошую изохрону с

Скорректированный на такой захваченный компонент возрастной спектр дает плато с возрастом 3.85±4(УМа (рис. Ш, черным). В пределах ошибки, это значение соответствует интегральному возрасту мономинерального образца амфибола из этого ксенолита. Таким образом, можно сделать вывод, что значение 4 Ма кажется достаточно обоснованным верхним пределом для времени формирования вторичного межзернового Сг-паргасита.

Как для мегакристов роговых обманок, так и для амфибола 8Л84-128/3 концентрации калия, кальция и хлора, рассчитанные по содержаниям нейтронно-индуцированных изотопов аргона (39Аг, 37Аг и 38Аг соответственно), находятся в хорошем согласии с даннымимикрозондового анализа. Отношения во всех трех амфиболах

относительно низкие, близкие к атмосферному, и предполагают, что все они были сформированы при существенном воздействии приповерхностных флюидов, или же что такие флюиды были внедрены позже.

Изучение спектров выделения аргона из образцов 8Л84-128/3: клинопироксена. ортопироксена, оливина и валовой пробы показывает, что в каждом образце имеется, по крайней мере, по два разных пика выхода нейтронно-индуцированных изотопов аргона. Один - высокотемпературный пик при 1300-1500 °С,~ в котором доминирует образованный на кальции 37Аг, выделяющийся из пироксена [напр., Тпе1о1Г е! а1. 1997]. сопровождаемый выходом небольшого количества образованных на калии и хлоре Второй пик при

средних температурах (около 1 100 °С) в основном составляют изотопы аргона, образованные на калии и хлоре, с отношением К/С1 = 6.9. И температура выхода аргона, и отношение К/С1 хорошо согласуются со свойствами межзернового амфибола из этого ксенолита. Очевидно, примененные методики минерального отбора не способствовали полному отделению амфибола от пироксена. Важно заметить, что природные изотопы аргона также выделяются из этих двух фаз в образцах пироксенов. Однако изотопный состав в этих фазах различается: высокотемпературные (пироксеновые) фракции имеют существенно более высокие отношения - до 2000, указывая на присутствие значительного количества

мантийного аргона Вдобавок, наблюдаются небольшие низкотемпературные пики выделения аргона с низкими отношениями наиболее вероятно, это аргон из вторичных

минеральных изменений. Это наблюдение подчеркивает, что даже мономинеральные образцы могут представлять собой сложную смесь фаз, содержащих специфические для каждой из фаз изотопные особенности, которые указывают на разные истории их формирования и взаимодействия с флюидами, несущими благородные газы из разных источников. Так как второстепенные фазы могут существенно влиять на бюджет аргона в образцах, анализы полного одноактного плавления дают не имеющие определенного смысла усредненные изотопные отношения. Это позволяет рассматривать ступенчатый отжиг как весьма эффективный и обязательный инструмент для выделения и разделения этих разных компонентов.

Мономинеральный образец оливина 8А84-128/3 содержит очень низкие концентрации аргона, калия, кальция и хлора и низкие отношения Спектр выхода изотопов аргона

из валовой пробы ксенолита 8Л84-128/3 отражает суперпозицию всех фаз, описанных выше.

Оливиновып вебстерит SA84-63

В целом, этот ксенолит имеет существенно более высокие концентрации мантийного аргона и, соответственно, более высокие отношения «Аг/^Аг во всех фазах. Однако распределение аргона среди различных фаз имеет те же характерные черты, что и в перидотите 8А84-128/3. Здесь также основной выход нейтронно-индуцированного на кальции 37Аг происходит при высоких температурах (1300°С - 1500*С) из главной фазы - пироксена, где клинопироксен (рис. 2А) имеет температуру дегазации несколько ниже, чем ортопироксен (рис. 2В). В среднетемпературных фракциях доминирует дополнительно выделяющийся'11,Аг (из К) и 38Аг (из С1). Минералого-петрографические наблюдения указывают на то. что доминирующей калийсодержащей фазой в этом ксенолите является межзерновой флогопит, а не амфибол или стекло, как в некоторых других ксенолитах.

образцов 8Л84-63: клинопироксена (А), ортопироксена (В), оливина (С), и валовой пробы (Б). Средне- и высокотемпературные пики лучше разделены, чем для образцов 8А84-128/3. Для этого ксенолита характерны значительно более высокие отношения 4<>Аг/36Аг.

Рис. 2. Кинетика выделения изотопов аргона и зависимость отношений Аг/ Лг от температуры экстракции из

Оливин вА 84-63 так же, как оливин вА 84-128/3, содержит относительно небольшое количество аргона, калия, кальция и хлора, но имеет более высокое отношение (рис.

2С), хотя также существенно ниже, чем в пироксенах. В валовой пробе образца 8Л84-63 доминирует клинопироксен, для которого рассчитанное модальное содержание составляет 84%. Флогопитовый резервуар при средних температурах наблюдается, но с плохим разрешением.

Небольшие пики выхода аргона при низких температурах также присутствуют во всех мономинеральных образцах и валовой пробе этого ксенолита. Они характеризуются удивительно высокими отношениями которые достигают 2500 (рис. 2). С

повышением температуры выделения также увеличивается количество мантийного аргона, и отношения 40Аг/30Аг достигают 6500 в клинопироксене и 10000 в ортопироксене (рис. 2А,В). Как и для 8Л84-128/3, аргон из пироксена имеет более высокие отношения Аг/ Аг, чем

водная фаза (во флогопите отношение 40Аг/36Аг достигает лишь 2000 - 5000). Из этого следует, что даже в случае на вид «чистого» мономинерального образца, изотопный состав аргона, полученный полным плавлением, является бессмысленным, и что ступенчатый отжиг с высоким температурным разрешением является необходимым инструментом для определения мантийной метки благородных газов. Также можно сделать заключение, что метасоматоз 1 был, вероятно, вызван флюидным источником с относительно высокими отношениями и, вероятно, отличным от источника метасоматоза 2.

Анализы валовых проб ксенолитов

В оставшихся четырех слабометасоматизированных ксенолитах из вулканических полей Увэйрид и Аль-Бирк были изучены только валовые пробы. Для всех ксенолитов характерны сравнительно сложные спектры выделения аргона. Низкая степень метасоматизации всех этих образцов ясно отражается в низких концентрациях К и С1, низкой распространенности амфибола и/или стекла, низком содержании 36Аг и мантийного 40Аг и небольшом количестве флюидных включений. Однако, несмотря на невысокие концентрации мантийного аргона, отношения 40Аг/36Аг изредка достигают 5000, но опять же, преимущественно при температурах дегазации пироксена или амфибола. Оливин снова показывает низкие содержания мантийного аргона. Вариации изотопного состава аргона между разными минералами могут быть интерпретированы как результат взаимодействия между породой и изотопно разными флюидами в течение магматической эволюции. Другим важным фактором являются процессы изменения в приповерхностных условиях, которые привносят атмосферный аргон в минералы, подверженные изменениям.

Распределение аргона между разными фазами

Оливин-пироксен. Используя содержание аргона в мономинеральных образцах и разных температурных резервуарах, мы рассчитали относительное распределение атмосферного и мантийного аргона между разными фазами. В целом, концентрация и мантийного 4"Аг, и атмосферного значительно ниже в оливине, по сравнению с пироксеном, но среднее

отношение концентраций 36АГ(0ливин/36АГ(Пироксен) в два-три раза выше, чем Вследствие этого, отношения «Аг/'Аг в оливине существенно ниже, чем в пироксене. Очевидно, что зерна оливина захватили значительно меньшее количество мантийного аргона по сравнению с пироксеном - либо с флюидными включениями, либо в решетку минерала, но относительная восприимчивость к последующему воздействию процессов атмосферной контаминации была сильнее у оливина, что привело к более сильному изменению изотопного состава аргона в нем.

Ортопироксен-клинопироксен. Концентрация мантийного 40Аг и атмосферного в клинопироксеие и ортопироксене примерно одинакова, что отражается в близких отношениях 40Аг/36Аг в этих минералах (если они отобраны из одного ксенолита).

Водные фазы. Распределение аргона в водных фазах более сложное: когда амфибол имеет высокую распространенность, как в ксенолите 8А84-128/3, концентрация ''(1Аг в нем близка к таковой в пироксене, а концентрация 40 Аг ниже. Если же амфибол или флогопит составляют меньше 1%, как в 8А84-123 или 8А84-63, рассчитанные концентрации мантийного обычно в 2-3 раза выше, чем в пироксене. Однако концентрация

атмосферного 3(|Аг в" этом случае до 20 раз выше в водных фазах (по сравнению с

пироксеном), результаруя в более низких, чем в пироксене, отношениях '",Аг/'"'Аг (за исключением образца SA84-38).

В итоге, пироксен оказался фазой, сохраняющей наиболее высокую пропорцию мантийного аргона. Либо он захватил довольно большое количество мантийных летучих и в меньшей степени был подвержен воздействию процессов атмосферной контаминации, либо пироксен и водные фазы были образованы из разных источников, которые содержали разные пропорции мантийного и атмосферного аргона. Например, вторичные межзерновые амфиболы, образованные в ходе позднего метасоматоза 2 в ксенолитах SA84-128/3 и SA84-123а, имеют заметно более низкие отношения «Аг/^Аг, чем флогопит SA84-63. что указывает на генетическое и изотопное различие флюидов, принимавших участие в метасоматозе 1 и метасоматозе 2.

Природа и хронология мантийного метасоматоза, зафиксированного ксенолитами Саудовской Аравии

Хотя Rb-Sr и Sm-Nd систематики указывают на то, что недавние события мантийного

метасоматоза происходили под воздействием расплавов, близких но изотопному составу Sr и

Nd, минералогические, структурные и композиционные особенности ксенолитов говорят о

множественности эпизодов взаимодействия между породой и постепенно

эволюционирующими флюидами. В согласии с последними находятся и широкие вариации 40 к /36 а

отношения Аг/ Аг в разных минералах н породах. В частности, высокие отношения в ксенолите SA84-63, очевидно, характерны для расплава, из которого сформировался флогопит (модальная распространенность около 0.3%) и/или для ССЬ-флюидов, возможно, дегазированных .из расплава и внедренных в пироксен SA84-63. Примечательно, что высокие отношения также наблюдаются в межзерновом

амфиболе (<0.3 %) из менее метасоматизированного ксенолита SA84-38. По-видимому, если модальное содержание амфибола низкое, то отношения

Аг/ Аг высоки, то есть вклад

атмосферного аргона мал (похоже, независимо от интенсивности метасоматоза и времени) В

противоположность этому, во всех случаях, когда амфибол встречается в больших

40 д Jfi а

количествах (SA84-128/3 - 20% и мегакристы роговых обманок), отношение в нем

низкое. Мы рассматриваем два возможных объяснения. Либо формирование большого количества амфибола требует присутствия достаточного количества воды, которое не может дать мантия, но, в конечном счете, поставляется с поверхности (например, метеорной водой, ассимилированной промежуточной магматической камерой в коре), привнося с собой атмосферный контаминант с низкими отношениями

«°А1/*Аг. Либо, при больших

содержаниях амфибол захватывает в мантии определенное, ограниченное количество

мантийного аргона в меньших средних концентрациях. Если последующая контаминация,

происходящая в приповерхностных условиях флюидами с атмосферным аргоном, настолько

же эффективна, как и для других ксенолитов - с низким модальным содержанием амфиболов.

40 t /36 а

- то это приведет к пониженным отношениям Аг/ Аг в образцах с большей модальной распространенностью амфибола. В любом случае, надо помнить, что атмосфера является главным резервуаром земных благородных газов, и даже небольшой вклад легко вызовет изменение в первоначальном изотопном составе.

Как указывают ^Аг-^'Аг данные, полученные в этой работе, 4 млн. лет - резонная оценка времени формирования межзернового амфибола в паргаситовом лерцолите S А84-128/3

и, соответственно, возраста мантийного метасоматоза 2. Такой относительно молодой возраст соответствует Rb-Sr систематике амфибол-клинопироксеновых пар этого и других ксенолитов [Henjes-Kunst et al. 1990]. Надежных данных по возрасту раннего метасоматоза 1 пока не существует. По данным [Henjes-Kunst et al. 1990] флогопит из ксенолита SA84-63 имеет близкое к амфиболовым отношение 87Sr/8'Sr, но много более высокое отношение "'Rb/^'Sr. что предполагает и для метасоматоза 1 сравнительно небольшой возраст - не более нескольких млн. лет. Наши Ar-Ar данные [Буйкин и др. 2005] по образцу SA84-63 Орх. в котором и после минерального отбора содержалось около 0.3 % межзернового флогопита, напротив, указывают на древний возраст этого минерала - млн. лет. Эта датировка совпадает с

главной фазой формирования Арабо-Нубийского щита (океанический и затем известково-щелочной магматизм), которая прошла с аномально большой скоростью между примерно 875 и 725 млн. лет [Stein and Goldstein 1996]. На этой стадии можно ожидать интенсивного метасоматоза в мантийном клине и, как следствие, образования мантийного Ва-содержащего флогопита. Келли и Варто [Kelley and Wartho 2000] показали, что флогопиты из ксенолитов, способны в течение длительного времени количественно сохранять in situ радиогенный аргон, находясь при мантийных условиях. Такая способность объясняется отсутствием ухода аргона в другие фазы или межзерновое пространство. Действительно, при очень низких концентрациях свободных флюидов аргон будет предпочтительно распределяться во флогопит, а не в такие более плотно упакованные минеральные решетки, как у оливина, пироксена или шпинели. В этом случае единственным «конкурентом» является межзерновой расплав. Однако по расчетам, основанным на растворимости аргона в силикатном расплаве и флогопите и оценке объема, который занимает межзерновое пространство в породе, лишь 0.2 - I % радиогенного аргона будет уходить в межзерновое пространство при равновесных условиях [Kelley and Wartho 2000]. Возможно, при повышенных мантийных температурах аргон и стронций подвергаются геохимическому фракционированию: радиогенный 4иАг предпочтительно остается во флогопите (благодаря более высокому соответствующему коэффициенту распределения), где он постоянно образуется при распаде калия. В противоположность этому, радиогенный с большей вероятностью будет распределяться в клинопироксен или межзерновое пространство и, в конечном счете, теряться из флогопита.

Таким образом, полученные Ar-Аг данные указывают на то, что метасоматические события, в ходе которых были образованы такие водные фазы, как межзерновой Ва-содержащий флогопит и внутризерновой Сг-паргасит, генетически и во времени отличаются от поздних метасоматических преобразований в породах субконтинентальной мантии под Аравийской плитой и, возможно, связаны с ранними этапами формирования ювенильной докембрийской коры в этом регионе. Дальнейшее целенаправленное изучение изотопного состава аргона (в том числе получение Ar-Аг возрастных спектров методом лазерной абляции) непосредственно в реликтовом внутризерновом Cr-паргасите и межзерновом Ва-флогопите позволит уточнить полученную нами оценку времени образования первичного флогопита и внести большую ясность в понимание проблемы устойчивости аргона в калиевых минералах при мантийных условиях.

Соотношение изотопного состава аргона и других летучих элементов (К, С1)

Ксенолиты Увэрида показывают широкий диапазон отношений 40Аг*/С1 и С1/'чг и концентраций С1 (рис. 3), но очень однородные отношения К/С1 (за исключением ксенолитов

8Л84-38 и 8Л84-85). Данные могут быть интерпретированы как результат трех- или четырехкомпонентного смешения между атмосферой, верхней частью верхней мантии (типа МОИВ или субконтинентальной литосферной мантией) и метасоматическим компонентом. Последний представлен, например, составом вторичного межзернового амфибола из ксенолита 8Л84-128/3, а также составом амфибола 228 из перидотита о-ва Забаргад. Отметим, что мегакристы роговых обманок из вулканического поля Увэйрид имеют состав летучих, близкий к амфиболу 8Л84-128/3.

Иногда метасоматические флюиды имеют тенденцию быть сильно подверженными воздействию атмосферного компонента, как это выявлено по низким отношениям

""Аг/'Чг. Для

Рис. 3. (А) Диаграмма в координатах *°Аг/иАг - С1/мАг И (В) зависимость отношений wAr*/Cl от концентраций хлора в ксенолитах Саудовской Аравии. Для сравнения показаны данные по алмазам Африки и Канады, африканским ксенолитам [Johnson et al. 2000], стеклянных корок базальтов Лоихи и MORB [Trieloffet al. 2003] и образцов о-ва Забаргад [Trieloffct al. 1997].

них также характерны очень низкие отношения ^Аг'/СЛ, высокие отношения г и

высокие концентрации С1. Возможное объяснение -добавка морской воды или соленой воды из эвапоритов в источник

метасоматических флюидов. Например. эвапориты

встречаются на о-ве Забаргад, но еще одной возможностью является формирование амфибола при взаимодействии с морской водой [Agrinier et а1. 1993; ТгМоП et а1. 1997]. В случае Увэйрида, возраст

амфиболов которого менее 4 Ма, а открытие Красного моря началось около 8 млн. лет назад, внедрение морской воды в глубинные зоны коры представляется весьма вероятным. С другой стороны, атмосферный

контамипант мог быть добавлен в источник ксенолитов Увэйрида ранее, с древней морской водой во время формирования

докембрийской плиты.

Отношение О/^Аг широко варьирует, достигая в

амфиболах Увэйрида и 6.4*10® в амфиболе Забаргадй (рис. ЗА).

Эти значения более, чем на два порядка превышают это отношение в морской воде. Они могут быть объяснены как результат химического фракционирования, поскольку растущие кристаллы амфибола предпочтительно захватывают хлор, а не аргон. Этот процесс также показан на рисунке ЗВ: чем выше содержание хлора, тем ниже отношение 40Аг*/С1 в образцах.

В противоположность амфиболам, состав летучих и изотопный состав аргона в ксенолите SA84-63, который не был подвержен воздействию позднего метасоматоза 2. близок составам образцов верхней мантии, опубликованным в работе [Johnson et al. 2000]. На рисунке ЗВ виден хорошо определенный тренд от конечного члена - источника метасоматоза 2 в сторону низкохлоровых составов, с высокими отношениями 4°Аг*/С1, неконтаминированного мантийного источника. Этот тренд лучше всего отражается в составах амфибола-валовой пробы-клинопироксена-ортопироксена из ксенолита SA84-128/3. В принципе, тот же тренд составляет и последовательность амфибол-пироксен-плагиоклаз с о-ва Забаргад (рис. ЗВ). На графике зависимости отношения эта корреляция не так хорошо

определена, но все же распознаваема (рис. ЗА). На обеих диаграммах оливиновые сепараты ложатся в стороне от этих главных трендов, возможно, лишь отражая более сильную контаминированность атмосферным аргоном из-за изменений (или выветривания) и существенно менее выраженное сродство к хлору.

Таким образом, .соотношения элементного состава калия и хлора и изотопного состава аргона ксенолитов Увэйрида также предполагают значительное различие между источниками метасоматоза 1 и метасоматоза 2. Разница в изотопном составе аргона указывает на присутствие почти чистого верхнемантийного источника под Саудовской Аравией (как выявлено по минералам ксенолита SA84-63, образованным или подвергшимся воздействию раннего метасоматоза 1). Однако последующая тектоническая эволюция привела к сильному воздействию атмосферных контаминантов на изотопный состав аргона большинства пород субконтинентальной мантии этого региона. Соотношения аргона, калия и хлора показывают, что наиболее правдоподобной контаминирующей фазой была морская вода, внедренная в мантийный источник (или промежуточную магматическую камеру).

Заключение

Ксенолиты из вулканического поля Увэйрид показывают негомогенность по изотопному составу аргона, которая отражает взаимодействия с изотопно и генетически разными флюидами и/или расплавами в течение, по крайней мере, двух различных периодов мантийного метасоматоза. В противоположность Sm-Nd или Rb-Sr изотопным систематикам, элементный состав летучих (К, С1, Аг) и изотопный состав аргона в ксенолитах Увэйрида предполагают значительное различие между источниками метасоматоза 1 и метасоматоза 2. Высокие отношения "°Аг/36Аг (до 10000) в минералах, образованных или подвергшихся воздействию раннего метасоматоза 1, указывают на присутствие относительно чистого хмантийного компонента аргона из субконтинентальной литосферной мантии под Саудовской Аравией. Наоборот, флюиды метасоматоза 2 характеризуются очень низкими отношениями указывающими на то, что последующая тектоническая эволюция привела к сильной контаминации аргоном атмосферного состава. Соотношения аргона, калия и хлора показывают, что наиболее вероятной контаминирующей фазой была морская вода. внедренная в мантийный источник (или промежуточную магматическую камеру).

Мегакристы роговых обманок SA84-64 и SA84-42B, образованные 1.05 и 1.65 млн. лет назад, также предполагают значительное воздействие компонента с низкими отношениями «Аг/^Аг на поздней стадии магматической эволюции Соотношения калия, хлора и изотопного состава аргона в них также поддерживает предположение о присутствии соленой воды, как контаминирующей фазы.

Обоснованная оценка времени формирования вторичного межзернового Сг-паргасита в ксенолите SA84-128/3 и, косвенно, возраста позднего мантийного метасоматоза 2. соответствует 4 Ма. Такой, относительно молодой возраст, находится в согласии с Rb-Sr и Sm-Nd оценками возраста позднего метасоматического события в районе Саудовской Аравии. Полученная в этой работе оценка времени образования первичного межзернового Ва-флогопита в образце SA84-63, предполагает не «нулевой», как у |Henjes-Kunst et al. 19901. а древний возраст (около 800 Ма) метасоматических событий, приведших к образованию Ва-флогопита. Это значение полностью согласуется с представлениями о фазах формирования Арабо-Нубийского щита в интервале 875-725 млн. лет назад [Stem and Goldstein 1996]. Однако требуются дополнительные исследования для выявления истинного возраста раннего метасоматоза в мантии под Аравийской плитой.

Изучение распределения аргона между разными минеральными фазами показало, что пироксены и мантийные амфиболы содержат наиболее высокие концентрации мантийного аргона (почти на порядок выше, чем оливины). Однако ясно, что пропорция атмосферного аргона ниже всего в пироксене, что делает его наиболее подходящим кандидатом для исследования процессов мантийного метасоматоза с помощью изотопов благородных газов. Наиболее вероятное объяснение этому - взаимодействие с изотопно различными флюидами или расплавами в ходе магматической эволюции, или различная, для разных минералов, подверженность воздействию процессов изменения в приповерхностных условиях, которые привнбеягв минералы атмосферный аргон.

Глава V. Результаты исследования мантийных ксенолитов из Вулканических

полей Центральной и Восточной Европы

Гелий

Отношения варьируют в нределах 102000 - 128000 (или 5.6 - 7.0 Ra, где Ra -

значение 3Не/*Не в атмосфере, равное 1.4*10"6). Эти результаты находятся в согласии с ранее полученными данными по изотопному составу гелия в субконтинентальных ультраосновных породах (6±1 Ra, [С. Gautheron, M. Moreira, 2002; Dunai T.J. and Baur H.. 1995]). Эти авторы рассматривают такое значение, как присущее СКЛМ. Похоже, это предположение верно для СКЛМ под Европой, поскольку для каждого Европейского района изотопные метки гелия варьируют в пределах этого значения: например, б.53±0.25 Ra для Центрального Массива и 6.03±0.14 Ra для Эйфеля [Dunai and Baur 1995]. Наши измеренные средние значения для Паннонского бассейна и Эйфеля равны, соответственно,<>.71±0.40 Ra и 5.97±0.49 Ra.

Неон

Результаты для деона показаны на трехизотопной диаграмме (рис. 4). Данные ложатся вдоль прямых линий смешения между атмосферным и мантийным неоном, отношение 20Ne/22Ne

в котором достигает 12.5 [Trieloff et al. 2000]. Для каждого образца получается индивидуальная линия смешения, причем увеличение отношения 2<W22Ne от атмосферного значения (9.8) к мантийному происходит по мере увеличения степени дробления вещества.

Рис. 4. Трехизотопная диаграмма неона для мантийных ксенолитов из вулканов Сцентбекалла (А) и Драйзер Вайер (В). Линия смешения, проведенная через все данные образцов Сцентбекалла, значительно отклонена влево от линии МОИВ, что указывает на добавку компонента глубинного мантийного плюма. Наибольшие пропорции глубинного неона наблюдаются в газе, выделенном в первых ступенях дробления, что показано соответствующей линией (А). В ксенолитах Эйфеля наблюдаются существенные вариации наклонов линий смешения (В), то есть компоненты неона СКЛМ и плюма смешиваются в разных пропорциях, варьируя от более нуклеогенного неона до менее

нуклеогенного (DW906), близкого к неону образцов Сцентбекалла. Погрешности 1а.

Линии смешения,

рассчитанные для

каждого из четырех образцов 82В в отдельности, неотличимы друг от друга. Линия смешения, проведенная через все данные, значительно отклонена влево от линии МОИВ (рис. 4А). Такой результат может получиться лишь при добавке плюмового компонента, как это наблюдается в

вулканитах горячих точек: Гавайев.

Исландии или о-ва Реюньон. Кроме того, для венгерских

ксенолитов выявлены интересные вариации внутри образцов.

Наибольшие пропорции глубинного неона

наблюдаются в газе, выделенном в первых ступенях дробления. что показано линией, проведенной через точки 82В А20Я1.2, А19#1,А5#1. Эта линия смешения ближе к данным о-ва Реюньон, чем к МОИВ (рис. 4А).

Для ксенолитов Эйфеля наблюдаются существенные вариации между разными

образцами (рис. 4В). Линия смешения

образца DW1

расположена правее

He^He (R.)

линии MORB, что характеризует мантийный компонент в этом образце как более радиогенный (более высокое отношение 31Ne/2JNe), чем в MORB. Наоборот, для клинопироксенита DW906 наблюдается линия смешения с большим углом наклона, близкая к венгерским ксенолитам, указывающая на менее радиогенную, более примитивную природу газов данного образца.

Аргон

Отношение ^Аг/^Аг в ксенолитах Эйфеля и Паннонского бассейна варьирует между 800 и 13700, Однако, поскольку изотопный состав аргона является результатом многокомпонентного смешения, сотав аргона мантийного источника мы сможем выяснить лишь с использованием неон-аргоновых изотопных корреляций. Это будет сделано ниже.

Неон-гелиевая систематика

Очевидное противоречие между вариациями изотопного состава неона на фоне практически неразличимых вариаций в изотопном составе гелия может быть объяснено на графике (рис. 5) в координатах ^е/'Не - 2,Ne/aNemamie.

Здесь 2lNe/22Nen»imie - отношение нуклеогевного изотопа неона к первичному,

скорректированное на атмосферную

контаминацию путем экстраполяции измеренного отношения до мантийного значения 12.S. Гавайский и Исландский глубинные мантийные плюмы. мантийные резервуары MORB и СКЛМ - каждый характеризуется специфической смесью

первичных (солнечных) и радиогенных

связанных с распадом урана и тория) компонент гелия и неона.

_ Компонент СКЛМ <4Не/3Не =

60 80 100 120 120000 и ("Ne/^Ne)^^ = 0.07), 4Не/3Не (х 103) ранее идентифицированный [Норр J. et al. 2004]

всего определяется

данными для ксенолита DW1. Также показаны данные для

геохимически аномальных

участков MOR. Shona и Discovery

SCLMo^

Гиперболическое смешение иэ-sa недавнего процессе элементного фракционирования

BSiíв!nadоDiмscoR!IУ)иУваalеeаttвNИIглубIiнкол6Чlл^Ntец^nиеIfiежgliI( нашитзанн Ыее^Л^^У^атсяР

йещуз^ренырвуар^я^еомь гипплЮм^евков лрш смешения

' между ^относительно чистым компонентом резервуара Эти данные указывают (как ранее (как в DWI) и менее нуклеогенным составом, сравнимымс - г™ - xi

(как в Dwl) и менее нуклеогенным составом, сравнимым с показано в работах ÍMoreira et al. бинным мангииным источником о-ва Реюньон, в гейии сильно^г- ^ * ■ о/-*™ м- ^ бинным мантииным источником о-ва Реюньон, в гелии сильно 1995; Sarda et al. 2000; Niedermann доминирует компонент СКЛМ, выражаясь в довольно постоянном + , \

доминирует компонент С^ЛМ! выраЖаясь вдовольно постоянном et al. 1997]) на локальное отношении отношении 4Не/Тйе

смешение между веществом MORB и веществом глубинного плюма типа Гавайского. Линия смешения представляет собой гиперболу, что вызвано различием отношений гелия к неону в соответствующих мантийных резервуарах (что в свою очередь может быть вызвано

элементным фракционированием из-за различий в растворимости гелия и неона в силикатном расплаве). Уравнение гиперболы смешения задается как [Ьа^шшг et а1. 1978; Норр 2002]-

где параметр кривизны гиперболы

Из графика (рис. 5) очевидно, что в то время как неон уже указывает на присутствие плюма, гелий еще несет метку MORB. Также и данные для ксенолитов Драйзер Вайер и Сцентбекалла ложатся вдоль гиперболических кривых смешения: неон варьирует между относительно чистым компонентом резервуара СКЛМ (как в Б^^) и менее нуклеогенным составом, сравнимым с глубинным мантийным источником о-ва Реюньон [Тпе1ой' et а1. 2002] Однако в гелии сильно доминирует компонент СКЛМ, в результате давая довольно постоянное отношение Изотопный состав неона глубинного мантийною исшчника.

обозначенный на диаграмме как "Европейский плюм", может быть близок по изотопному составу либо к наименьшему измеренному отношению 21Ке/22Ыетапйс (пунктирная линия), либо отвечать горячим точкам Гавайи или Исландия (сплошная линия).

Аргон-неоновая систематика ксенолитов Паннонского бассейна

36Аг/22Ме

На рис. 6В показана зависимость элементных отношений от изотопного

состава неона в венгерских ксенолитах. Этот график отображает смешение между мантийным источником с 20Ме/22Ке = 12.5 и атмосферным компонентом с 20Ые/22Не = 9.8. Данные по каждому образцу ложатся вдоль прямых, определяемых отношением в двух

конечных членах: мантийном источнике и специфически фракционированном атмосферном компоненте. Мантийный компонент относительно гомогенен во всех четырех образцах с отношением что примерно в 2 раза больше, чем принято для нормальных

(нефракционированных) мантийных благородных газов. Захваченный атмосферный компонент фракционирован в разной степени: в трех случаях он обогащен неоном по отношению к аргону, а в одном • обеднен.

На рис. 6А показана зависимость отношений «°Аг/*Аг от 20Ш22Ке в образцах из Сцентбекалла. Данные также указывают на смешение мантийных и атмосферных неона и аргона. Для каждого образца данные ложатся вдоль индивидуальных гиперболических линий смешения с различными параметрами кривизны г. Уравнение гиперболы в этих координатах имеет следующий вид:

где параметр кривизны М - мантия, А - атмосфера. Гиперболы

были получены подбором кривых методом наименьших квадратов по двум свободным параметрам: и параметру кривизны г. Наименьшие квадратичные отклонения

определялись как:

х2 = 1/п 2 ^с/^Ке™ - ^е/^е™«*)2 / (д20^/22^)2,

ще п - число индивидуальных точек данных для каждого образца, используемых для подбора кривои, - отношения 20Ке/22Ые, измеренные и рассчитанные для

кащдой фракции (как функция г и ^Аг/^АГщша,), д20Ке/22Ыенэм - соответствующая ошибка измерения (1а) и£- сумма для всех точек данньк. В частности, хорошо подобранные кривые получились для образцов 82В А5 и 82В А19.

Все кривые пересекаются в

10,0 10,5

11,0 11,5 12,0

aYte/22Ne

20Ne/22Ne = 12.5

районе значении "°Аг/36Аг = 15000*1200, указывая на то. что эта величина принадлежит мантийному источнику ксенолитов (для каждого из образцов 82В А5, А19, А8 и А20 в отдельности это значение равно 13910±170, 15080±940. 14830±850 и 15000±3000. соответственно). На сегодняшний день это наиболее надежная оценка изотопного состава аргона, полученная

12£ 13,0 1w

для любого из известных

мантийных источников [Moreira M. et al. 1998; Trieloff M. et al. 2000]. Найденное значение гораздо ближе к оценке изотопного состава аргона в мантийном источнике Лоихи (Loihi, Гавайи), чем в источнике MORB (8000 и 30000 - 40000 соответственно) и примерно соответствует источнику ксенолитов о-ва Reunion (12000, [Trieloff et al. 2002]). В любом случае, однородный изотопный состав аргона указывает на то, что аргон плюмового

Рис. 6. Аргон-неоновая изотопная систематика в мантийных ксенолитах Паннонского бассейна. (А) Зависимость отношений ^АГ/'^АГ от 20Ые/22Ме отражает смешение между атмосферным и мантийным неоном и аргоном. Данные каждого образца ложатся вдоль индивидуальных гиперболических линий смешения с различными параметрами кривизны г. Примечательно, что все кривые пересекаются в районе значений ^^е/^е = 12.5 И ^Аг/^Аг указывая на то, что аргон глубинного мантийного плюма доминирует в этих образцах. (В) График зависимости отношений также

указывает на смешение между одним (фракционированным) мангииным конечным членом с = 12.5 и

атмосферным компонентом "Ые/^е = 9.8.

20Ne/22Ne

типа доминирует в этих образцах. Здесь следует отметить. что экстраполяция отношений и

36Аг/22Не до значения солнечного 13.8 дает

неона с

существенно различные отношения 40Аг/36Аг и 36Аг/22Ке в конечном мантийном члене для четырех ксенолитов Сцентбекалла. которые все были собраны в одном районе.

Поэтому, мы интерпретируем постоянство отношений 41>Аг/36Аг и ~16Ar/22Ne в конечном мантийном члене при 20Ne/22Ne = 12.5, как дополнительное подтверждение предположения, что солнечный неон в мантии Земли имеет состав Ne-B [Trieloff M. et al. 2000; Trieloff M. et al. 2002].

Аргон-неоновая систематика ксенолитов Эйфеля

В противоположность большинству образцов из Сцентбекалла. только один образец (DW1) дал хорошую гиперболическую кривую смешения (с < 1). Полученное для JTOTO образца отношение 40Аг/36Аг в мантийном конечном члене равно 14000±2900 и в пределах ошибки соответствует мантийному конечному члену образцов Сцентбекалла. Для ксенолитов DW906 и DW918 нельзя было получить гипербол с J£2 < 1. Слабые неон-аргоновые изотопные корреляции в образцах DW906 и DW918 указывают на присутствие более, чем одного атмосферного контаминанта в каждом из образцов, с различными, по-разному фракционированными отношениями 36Ar/22Ne. Это также подтверждается рассмотрением данных в координатах 36Ar/22Ne-20Ne/22Ne - точки разбросаны и не дают скоррелированных прямых линий смешения. Подобно атмосферному компоненту, и мантийные газы в этих образцах были фракционированы по-разному - видимо, они были захвачены на разных стадиях мантийного метасоматоза. Поэтому, получить надежные линии смешения для ксенолитов Эйфеля на диаграмме 40Ar/36Ar-20Ne/22Ne не удалось. Однако, максимальные отношения измеренные в ксенолитах Эйфеля согласуются с нашей оценкой

изотопной метки аргона в ксенолитах Паннонского бассейна, которая составляет 15000+1200.

Полученное изотопное отношение аргона гораздо ближе к оценке изотопного состава аргона в мантийном источнике Лоихи (Гавайи, [Trieloff et al. 2000; Trieloff et al. 2003]). чем в источнике MORB (8000 и 30000 - 40000 соответственно, [Moreira et al. 1998; Trieloff et al 2003; Burnard et al. 1997]) и примерно соответствует источнику ксенолитов о-ва Реюньон (12000, [Trieloff et al. 2002]). В любом случае, однородный изотопный состав аргона указывает на то, что аргон плюмового типа доминирует в этих образцах. Это наблюдение соответств) ет общему результату, что в исследуемых ксенолитах присутствуют два разных компонента (помимо атмосферного): 1) компонент глубинного плюма типа Гавайи или Реюньон, преобладающий в аргоне, и 2) компонент СКЛМ, доминирующий в составе гелия. Неон в разных образцах в разной степени подвержен воздействию обоих компонентов. Вероятнее всего, что аргон плюмового типа доминирует во всех других образцах из вулкана Драйзер Вайер и в мантийных ксенолитах из других щелочных базальтов Европы, так как из более чем 240 изотопных анализов аргона, максимальные значения [Dunai and

Baur 1995] и 16200±200, в этой работе) в пределах погрешности совпадают с нашей оценкой.

Модель трехкомпонентного взаимодействия Plume-MORB-CKJJM.

Полученные нами изотопные метки благородных газов в "плюмовом" компоненте являются несколько более радиогенными, чем метки таких глубинных плюмов как Лоихи или Исландия. Это может быть свидетельством в пользу существования разных самостоятельных плюмовых резервуаров в мантии Земли с различными отношениями (U+Th)/He, (U+Th)/Ne и К/Аг. С другой стороны, такие изотопные метки в Европейском плюме могли пол) читься в результате ассимиляции поднимающимся плюмом некоторого количества вещества

конвергирующей мантии, которое характеризуется более радиогенным составом благородных газов по сравнению с составом классических плюмов типа Лоихи или Исландия. Сценарий, вовлекающий в рассмотрение взаимодействие плюма с веществом конвектирующей мантии, которое предшествовало внедрению плюма в СКЛМ, мог быть следующим.

Глубинный (Гавайского или Исландского типа) шпом при подъеме ассимилировал часть вещества окружающих его пород конвектирующей (дегазированной) мангии. Наибольшая степень плавления и, следовательно, гомогенизации смешивающихся компонентов должна была достигаться при взаимодействии с веществом астеносферы, так как последнее, как известно, является существенно менее вязким по сравнению с ниже- и вышележащими слоями мантии. Общепризнанно, что именно астеносфера является источником MORB. Поэтому логично предположить, что при смешении изменение изотопных составов гелия и неона происходило в направлении увеличения отношения радиогенных изотопов к первичным аналогично смешению Плюм-MORB, показанному нарис. S. Относительно гомогенная смесь, с составами, варьирующими в пределах ^Ne/^Ne = 0.042 ± 0.005 и *Не/3Не — 75000 - 85000, внедрилась в СКЛМ, произведя преобразования ее пород. Отметим, что определение изотопных меток гелия и неона в смеси Plum-MORB не является строгим. Для неона мы предполагаем, что его изотопный состав должен был быть, по крайней мере, не более нуклеогенным, чем наименьшее экстраполированное отношение 21Ne/2JNe, полученное для наших образдов. Для гелия мы исходили из предположения, что в данной смеси должен доминировать гелий источника MORB, как это наблюдается для природных образцов, являющихся представителями такого рода смешения [Moreira et al. 1995; Sarda et al. 2000; Niedennannetal. 1997].

Таким образом, исходя из этой модели, смешение благородных газов СКЛМ должно было происходить не с чистым компонентом глубинного плюма, а с более или менее однородным компонентом смеси Plum-MORB. Такая модель, возможно, более правдоподобно объясняет наблюдаемые соотношения, изотопных составов гелия и неона в изученных образцах, так как позволяет избежать предположения об очень сильном обеднении плюмового компонента гелием, которое требуется для объяснения отсутствия данных на левой нижней ветке кривой смешения «Европейский плюм - СКЛМ» (рис. £), Выявленный нами для "Европейского плюма" изотопный состав аргона (рис. tfA) также хорошо согласуется с этой моделью.

Рассматривая изотопную метку благородных газов, близкую к метке таких мантийных

плюмов, как Гавайи, Исландия или Реюньон, мы предполагаем, что вещество первичного

плюма пришло из глубинной мантии. Видимо, этот глубинный плюм является общим корнем

для более мелких верхнемантийных плюмоподобных структур под Европой, подобно

мантийным плюмам, восходящим из суперисточников [Courtillot et al. 2003]. Это

умозаключение базируется на общих моделях глубинной природы таких океанических

плюмов как Гавайи или Исландия [например, Ozima and Podosek 2002], но пока не до конца

40 А /36 А

установлено. Мы также утверждаем, что близость отношения АГ/ Аг в мантийных конечных

членах для образцов Эйфеля и Паннонского бассейна поддерживает эту точку зрения и

является важным пунктом, который должен быть подтвержден в будущих исследованиях, так

как трудно представить независимое образование в малоглубинной верхней мантии двух

«A../3Í А-

разных плюмов, имеющих одинаковые отношения

Заключение

Детальные анализы гелия, неона и аргона, выделенных ступенчатым дроблением из пироксеновых мономинеральных образцов из 4 ксенолитов Драйзер Вайер и 4 ксенолитов Сцентбекалла дали высокопрецизионные изотопные данные. Благодаря подбору богатых газом, относительно неконтаминированных образцов и применению в исследовании метода ступенчатого дробления, нам удалось успешно разделить атмосферные и мантийные благородные газы, что позволило сделать детальную оценку изотопных меток в мантийных конечных членах. Разные генерации флюидных включений содержат в разной степени фракционированные атмосферные и мантийные благородные газы. Каждый из образцов Сцентбекалла содержит относительно простую смесь одного атмосферного и одного мантийного компонента благородных газов; последний является гомогенным во всех образцах Сцентбекалла. Образцы Эйфеля содержат в разной степени фракционированные компоненты даже в каждом отдельном образце, что в большинстве случаев не позволило оценить изотопный состав аргона в мантийном конечном члене.

Изотопный состав благородных газов в мантийном компоненте определяется двумя разными компонентами: (1) компонентом глубинного мантийного плюма (подобного плюму Гавайев или о-ва Реюньон), который главным образом отражается в изотопном составе аргона, и (2) компонентом СКЛМ, доминирующем в составе гелия. Неон является производным обоих компонентов - в разных образцах доминирует либо компонент плюма. либо СКЛМ. Ранее этот эффект наблюдался в гелий-неоновой изотопной систематике в других районах и, по всей видимости, является фундаментальным процессом смешения по-разному фракционированных компонентов благородных газов глубинной и малоглубинной мантии. Наиболее вероятно, он происходит в малоглубинной мантии, скорее всего, при взаимодействии с расплавами, так как единственным процессом, значительно разделяющим тяжелые и легкие благородные газы, является процесс распределения между расплавом и газом, или расплавом и твердой фазой.

Таким образом, анализ полученных нами высокопрецизионных изотопных данных позволяет сделать вывод о вовлечении вещества глубинного мантийного плюма в неогеновый и чечетвертичный щелочно-базальтовый вулканизм Эйфеля и Паннонского бассейна. Последний район характеризуется сильно утонченной литосферой (толщина около 60 км), и щелочные базальты здесь были практически не подвержены влиянию локально субдуцирующей плиты [ЕтЬеу-Ьйт й а1. 1993]. Определены изотопные метки благородных газов Европейского плюма: ^Аг/^Ат = 15000±1200, ^Ш^Ые™,^ = 0.04210.005 и 4Не/"Не ~ 36000 (или около 80000, если до внедрения в СКЛМ происходило заметное смешение между веществом плюма и астеносферными расплавами, рис. 5, 6, в). Наши результаты далее развивают ранее выдвинутые предположения об активном мантийном апвеллинге. базирующиеся на геохимических и геофизических данных и подтверждают их. Эффекты смешения, выявленные в этой работе, также разъясняют прежде приводящие в замешательство наблюдения об отсутствии гелия плюмового типа в такой предположительно «плюмовой» континентальной обстановке как вулканическая формация Эйфель.

Список публикаций по теме диссертации

1. A. Bonikine, M. Tneloff, J. Hopp, R. Altherr. Argon: a tracer of mantle metasomatism recorded by xenohths from the Uwayrid volcanic field, Saudi Arabia. In Abstracts of the Iff1 Annual Goldschmidt Conference, Oxford, England. J. Conf. Abs.V.5 (2000). P. 236.

2. Bouikine A., TrieloffM., Hopp J. & Altherr R. (2000) Mantle-derived and atmospheric argon in ultramafic xenohths from the Uwayrid volcanic field, Saudi Arabia: genetic implications. Jahrestagung der Deutschen Mineralogischen Gesellscha.fi, Heidelberg, Eur. J. Min. 12(1), 19.

3. Буйкин А.И., Корочанцева Е.В., Trieloff M., Hopp J., Altherr R., Шуколюков Ю.А. 40Ar-39Ar датирование горнблендитовых мегакристов и перидотитовых ксенолитов из вулканического поля Уварид, Саудовская Аравия. Тезисы докладов I Российской конференции по изотопной геохронологии. Москва, 2000. С. 79-81.

4. Корочанцева Е.В., Буйкин АЛ., Trieloff M., Hopp J. Исследование изотопного состава аргона в породах перидотитового комплекса острова Забаргад (Красное море). Тезисы докладов XVI Симпозиума по геохимии изотопов. Москва, 2001. С.112-113.

5. A. Bouikine, Е. Korotchantseva, J. Hopp, W. Schwarz, Т. Althaus, M. Trieloff, R. Altherr. He. Ne, Ar-isotope composition of mantle xenoliths from Dreiser Weiher, West Eiffel, Germany. In Abstracts of the 12111 Annual Goldschmidt Conference, Davos, Switzerland, 2002. P. 96.

6. Буйкин А.И., Корочанцева Е.В., Hopp J., Schwarz W., Althaus Т., Trieloff M., Altherr R. Новые данные по элементному и изотопному составу благородных газов в ксенолитах вулкана Драйзер Вайер, Зап. Эйфель, Германия: приложение к проблеме взаимодействия разных геохимических резервуаров. Тезисы докладов П Российской конференции по изотопной геохронологии. Санкт-Петербург, 2003. С. 88-92.

7. BoHikine A., Trieloff M., Hopp J., Althaus Т., Korotchantseva E., Schwarz W., Altherr R. (2004) Noble gas isotope composition in Pannonian Basin mantle xenoliths. 14* Annual VM.Goldschmidt Conference. Copenhagen,,Denmark. Suppl. Geochim. Cosmochim. Ada, 68 (US), A717.

8. Буйкнн A.H.,Trieloff M., Hopp J. Изотопный состав благородных газов в ксенолитах вулкана Szentbekalla предполагает глубинный мантийный источник позднекайнозойского щелочнобазальтового вулканизма в Паннонском бассейне (Венгрия). Тезисы докладов XVII Симпозиума по геохимии изотопов. Москва, 2004. С.112-113.

9. A.I. Buikin, M. Trieloff, J. Hopp, Т. Althaus, E.V. Korochantseva, W. Schwarz and R. Altherr (2005) Noble gas isotopes suggest deep mantle plume source of late Cenozoic mafic alkaline volcanism in Europe. Earth and Planetary Science Letters 230,143-162

10. А.И. Буйкин, M. Трилофф, И.Д. Рябчиков (2005) ^Аг-^'Агдатирование флогопитового вебстерита. свидетельство в пользу древнего метасоматоза в субконтинетальной литосферной мантии под Аравийской плитой? Доклады Академии Наук, т. 400, № 1, стр. 64-68..

11. A.I. Bnikin, M. Tneloff, E.V. Korochantseva, J. Hopp, M. Kaliwoda, and R. Altherr. Distribution of mantle and atmospheric argon in mantle xenoliths from the western Arabian peninsula: constraints on timing and composition of metasomatizing fluids and melts in the lithospheric mantle. Journal of Petrology, submitted.

Отпечатано на ризографе в ОНТИ ГЕОХИ РАН Тираж 100 экз.

25,00

V r

2 2

Содержание диссертации, кандидата геолого-минералогических наук, Буйкин, Алексей Иванович

Введение.

Глава I. Изотопный состав гелия, неона и аргона в мантии Земли

1.1. Структура и состав мантии Земли

1.2. Благородные газы.

1.2.1. Общие свойства.

1.2.2. Краткая характеристика природных изотопов гелия, неона и аргона.

1.2.3. Благородные газы в мантии Земли.

1.3. Субконтинентальная литосферная мантия как самостоятельный геохимический резервуар благородных газов.

Введение Диссертация по наукам о земле, на тему "Изотопная систематика благородных газов в породах Субконтинентальной мантии на примере мантийных ксенолитов из вулканических полей Саудовской Аравии и Европы"

Изучение благородных газов позволяет получить информацию о ранней истории и составе Земли, а также о современных процессах, происходящих в земных недрах, знание о которых иначе недоступно. Например, присутствие солнечных гелия и неона в мантии Земли показывает, что наша планета захватила солнечные газы в процессе аккреции либо прямо из солнечной небулы, либо в результате имплантации солнечного ветра. Избытки радиогенных нуклидов (40Аг из 40К, 4Не и 21 N6 из и и ТЬ, 129Хе из короткоживущего 1291 и ксенона спонтанного деления 238и и короткоживущего 244Ри) указывают на масштабную дегазацию мантии, имевшую место на ранних этапах развития Земли, а также делают важный вклад в изучение ранней эволюции земной атмосферы. Наконец, различия в изотопном составе благородных газов мантии-источника МОЫВ и источника плюмов тесно связаны со структурой и эволюцией мантии Земли. Это вносит свой вклад в обсуждение проблемы происхождения мантийных плюмов - связаны ли они с менее деплетированными и менее дегазированными (по сравнению с верхней мантией) глубинными резервуарами и требует ли их существование рассмотрения моделей послойной мантийной конвекции или же допускает полную конвекцию мантии.

Ответ на эти важные вопросы во многом зависит от правильной оценки изотопного состава благородных газов мантии Земли: как состава первичных изотопов, так и величины избытка радиогенных нуклидов редких газов, образовавшихся из разных (по времени жизни) материнских ядер. Все это требует проведения высокоточных анализов благородных газов в мантийных породах.

На сегодняшний день относительно хорошо установлен элементный и изотопный состав верхней мантии - источника базальтов срединно-океанических хребтов, в то время как характеристики благородных газов субконтинентальной литосферной мантии (СКЛМ) остаются дискуссионными. Небольшое количество существующих работ, которые главным образом сфокусированы на изучении гелия в СКЛМ, дают только общие представления об изотопной метке в этой части мантии. Открытыми остаются вопросы о латеральной и глубинной неоднородности изотопных меток благородных газов в континентальной литосферной мантии.

Актуальность работы. Работа представляется актуальной, поскольку является частью большого направления по изучению состава и структуры глобального геохимического резервуара — мантии Земли и направлена на исследование геохимической систематики таких уникальных трассеров природных геологических процессов как благородные газы. Слабая изученность и большая редкость данных по изотопному составу благородных газов (прежде всего, аргона и неона) в CKJ1M, также делают работу актуальной. Кроме того, в ходе работы дальнейшее развито получил

40 а 39 А

Аг- Аг метод исследования - в приложении к изучению поведения аргона в процессе мантийного метасоматоза.

Цели и задачи работы. Целью настоящего исследования было выявление закономерностей распределения изотопов аргона и легких благородных газов (Не и Ne) в породах субконтинентальной мантии и их поведения в мантийных процессах.

В частности, на одном из объектов - вулканическом поле Увэйрид (Саудовская Аравия) - изучалось геохимическое поведение аргона в процессе мантийного метасоматоза. Аргон в мантийных образцах обычно является сложной смесью, состоящей из разных пропорций in situ радиогенного 40Аг, мантийного (верхне- и/или нижнемантийного) и атмосферного компонент. Разделение этих составляющих имеет решающее значение для надежного определения их источников или процессов, приводящих к смешению разных компонентов аргона, и времени образования минералов и пород. В связи с этим были поставлены следующие задачи:

- подобрать образцы мантийных ксенолитов, метасоматизированных в разной степени при взаимодействии с разными метасоматическими агентами;

- отобрать мономинеральные фракции и подготовить их вместе с валовыми пробами для изотопных анализов;

40 л 39 л

- изучить изотопныи состав аргона Аг- Ar-методом исследования;

- разделить генетически и изотопно различные компоненты аргона в мантийных ксенолитах и выявить их источники и фазы-носители;

- получить геохронологическую информацию.

На двух других объектах - вулканических полях Эйфеля (Германия) и Паннонского бассейна (Венгрия) - изучались вариации изотопного состава гелия, неона и аргона в газово-жидких включениях в мантийных ксенолитах. В связи с этим решались следующие задачи:

- подбор наиболее перспективных образцов для анализа благородных газов, для чего сначала проводилось измерение изотопного состава аргона в валовых пробах с выделением газа методом ступенчатого отжига - для выявления образцов, содержащих большое количество мантийного аргона и наименее контаминированных атмосферной составляющей;

- отбор мономинеральных образцов из перспективных ксенолитов;

- анализ изотопного состава гелия, неона и аргона с выделением газа из образцов методом ступенчатого дробления (для изучения газово-жидких включений без извлечения газов из решетки минерала) и последующая обработка и интерпретация данных.

Научная новизна. Впервые проведено детальное исследование влияния эффектов мантийного метасоматоза на изотопный состав аргона в мантийных ксенолитах Саудовской Аравии. Выявлена существенная неоднородность изотопного состава аргона в ксенолитах, которая отражает взаимодействия с изотопно и генетически разными флюидами и/или расплавами в течение, по крайней мере, двух различных периодов мантийного метасоматоза. Получена оценка возраста позднего мантийного метасоматоза 2 (~4 Ма) в мантии под Саудовской Аравией. Убедительно показано, что для получения надежных изотопных данных по благородным газам даже в мономинеральных образцах необходимо применять ступенчатый отжиг с высоким температурным разрешением - для дополнительного разделения газа главных минеральных фаз от газа вторичных контаминирующих фаз. Выявлено, что пироксен, как наименее подверженный влиянию атмосферных контаминантов, является наиболее подходящим минералом для исследования мантийных процессов с помощью изотопов благородных газов.

Впервые получены высокоточные данные по изотопному составу благородных газов в мантийных ксенолитах вулканических полей Эйфеля и Паинонского бассейна. На основании этих данных сделан вывод о вовлечении вещества глубинного мантийного плюма в неогеновый и четвертичный щелочно-базальтовый вулкаиизм Эйфеля и Паннонского бассейна. Сделаны модельные оценки изотопных меток благородных газов Европейского плюма и выявлены эффекты смешения вещества плюма и СКЛМ под Центральной и Восточной Европой.

Практическая значимость работы. Полученные данные могут быть полезны при построении моделей строения и эволюции мантии, взаимодействия разных мантийных резервуаров между собой и с атмосферой. Результаты исследования также будут полезны при построении моделей процессов, проходивших па до- и аккреционной стадии формирования Земли. Исследование позволило далее развить

40 а 39 А

Аг- Аг-метод датирования для изучения процессов мантииного метасоматоза и сопутствующих им комплексных взаимодействий между породами и флюидами и/или расплавами.

Защищаемые положения:

1. На основании изучения мантийных ксенолитов из вулканического поля Увэйрид, Саудовская Аравия, 40Аг-39Аг методом исследования установлено, что основным минералом-носителем мантийного аргона в изученных ксенолитах является пироксен, что делает его наиболее перспективным для получения изотопных характеристик мантийного источника ксенолитов. Оливин и амфибол в значительной степени контаминированы атмосферной составляющей, содержание которой в амфиболе в 3 - 18 раз выше, чем в пироксене; это приводит к тому, что амфибол даже при малых модальных количествах может вносить существенный вклад в аргоновый баланс ксенолита. Поэтому анализы в одну или лишь несколько первых температурных ступеней дают не имеющие определенного смысла усредненные изотопные отношения.

2. Впервые 40Аг-39Аг методом датирования определен возраст (3.85±0.40 Ма) обширного мантийного метасоматоза, приведшего к образованию вторичного межзернового амфибола в породах субконтинентальной мантии под Саудовской Аравией. Сделано предположение, что метасоматические процессы в мантии, проходившие одновременно с раскрытием красноморского рифта, сопровождались попаданием насыщенных морской водой флюидов в глубинные зоны, о чем свидетельствуют соотношения изотопного состава аргона с содержанием калия и хлора в образцах, подвергнутых наиболее сильному воздействию поздних метасоматических флюидов.

3. Получены высокопрецизионные данные по изотопному составу гелия, неона и аргона в мантийных ксенолитах из вулканических полей Эйфеля и Паннонского бассейна. Впервые для этих районов обнаружен менее нуклеогенный, в сравнении с МСЖВ, изотопный состав неона, что может быть объяснено лишь присутствием вещества глубинного мантийного плюма типа Лоихи или Реюньон: Такой вывод подтверждает выдвинутые ранее предположения, основанные на геохимических и геофизических данных, о том, что неоген-четвертичный щелочно-базальтовый вулканизм Эйфеля и Паннонского бассейна имеет плюмовый мантийный источник.

4. Предложена модель смешения компонентов гелия и неона из разных мантийных резервуаров, объясняющая отсутствие гелия с высокими (выше, чем в МСЖВ) отношениями 3Не/4Не в такой плюмовой континентальной обстановке, как вулканическая формация Эйфель. Получена модельная оценка изотопных меток благородных газов в Европейском плюме: 40Аг/36Аг = 15000±1200, 21Ne/22Nemanlle = 0.042±0.0б£4Не/3Не ~ 36000 - 80000.

Фактический материал. В основу работы положены экспериментальные данные, полученные автором в период с 1999 по 2003 год. За это время было подготовлено к измерениям 24 пробы пород и минералов; проведено более 200 анализов изотопного состава аргона в образцах ксенолитов из вулканических полей Саудовской Аравии и более 100 (не считая предварительных исследований) измерений изотопного состава гелия, неона и аргона в ксенолитах из вулканов Драйзер Вайер (Западный Эйфель, Германия) и Сцентбекалла (Паннонский бассейн, Венгрия). Анализы проводились на масс-спектрометрах СН-5 и VG-3600 в Институте ядерной физики им. Макса Планка (Хайдельберг, Германия). В работе также использованы данные исследования химического состава ксенолитов, полученные Melanie Kaliwoda на электронном микрозонде в Минералогическом Институте Хайдельбергского Университета (Германия).

Структура и объем работы. Диссертация состоит из Введения, 5 глав и Заключения, изложена на 145 страницах, иллюстрирована 30 рисунками и содержит 22 таблицы.

Заключение Диссертация по теме "Геохимия, геохимические методы поисков полезных ископаемых", Буйкин, Алексей Иванович

Заключение

Детальные анализы гелия, неона и аргона, выделенных ступенчатым дроблением из пироксеновых мономинеральных образцов из 4 ксенолитов Драйзер Вайер и 4 ксенолитов Сцентбекалла.дали высокопрецизионные изотопные данные. Благодаря подбору богатых газом, относительно неконтаминированных образцов и применению в исследовании. метода, ступенчатого дробления, нам удалось успешно разделить атмосферные и мантийные благородные газы, что позволило сделать оценку изотопных меток в мантийных конечных членах. Разные генерации флюидных включений содержат в разной степени фракционированные атмосферные и мантийные благородные газы. Каждый из образцов Сцентбекалла содержит относительно простую смесь одного атмосферного и одного мантийного компонента благородных газов; последний является гомогенным во всех образцах Сцентбекалла! Ксенолиты Эйфеля содержат в разной степени фракционированные компоненты даже в каждом отдельном образце.

Изотопный состав благородных газов в мантийном компоненте определяется двумя разными составляющими: (1) компонентом Европейского плюма, который главным образом отражается в изотопном составе аргона, и (2) компонентом CKJIM, доминирующем в составе гелия. Неон является производным обеих составляющих — в разных образцах доминирует либо компонент Европейского плюма, либо CKJ1M. Ранее этот эффект наблюдался в гелий-неоновой изотопной систематике в других районах [Kellog et al. 1999; Courtillot et al. 2003; Porcelli and Holliday 2001] и, по всей видимости, является фундаментальным процессом смешения по-разному фракционированных компонентов благородных газов глубинной и малоглубинной мантии. Наиболее вероятно, он происходит в малоглубинной мантии, скорее всего, при взаимодействии с расплавами, так как единственным процессом, значительно разделяющим тяжелые и легкие благородные газы, является процесс распределения между расплавом и газом, или расплавом и твердой фазой.

Таким образом, анализ полученных нами высокопрецизнонных изотопных данных позволяет сделать вывод о вовлечении вещества глубинного мантийного плюма в неогеновый и четвертичный щелочно-базальтовый вулканизм Эйфеля и Паппопского бассейна. Последний район характеризуется сильно утонченной литосферой (толщина около 60 км), и щелочные базальты в нем были практически не подвержены влиянию локально субдуцирующей плиты [Embey-Isztin et al. 1993]. Определены изотопные метки благородных газов Европейского плюма: 40Аг/36Аг = 15000±1200, 2lNe/22Ne = 0.042±0.005 и 4Не/3Не ~ 36000 (или около 80000, если до внедрения в CKJIM происходило заметное смешение между веществом плюма и астепосфсрпымн расплавами; рис. 24, 25, 28). Наши результаты далее развивают ранее выдвинутые предположения об активном мантийном апвеллинге, базирующиеся на геохимических [Hoemle et al. 1995; Granet et al. 1995; Wilson and Downes 1992; Rosenbaum et al. 1997; Witt-Eickschen et al. 2003; Wedepohl and Baumann 1999] и геофизических [Granet et al. 1995; Ritter et al. 2001] данных и подтверждают их. Эффекты смешения, выявленные в этой работе, также разъясняют прежде приводившие в замешательство наблюдения об отсутствии гелия плюмового типа в такой предположительно «плюмовой» континентальной обстановке как вулканическая формация Эйфель.

Библиография Диссертация по наукам о земле, кандидата геолого-минералогических наук, Буйкин, Алексей Иванович, Москва

1. Азбель И.Я., Толстихин И.Н. (1988) Радиогенные изотопы и эволюция мантии земли,коры и атмосферы. Апатиты. 141с.

2. Ашкинадзе Г.Ш., Шуколюков Ю.А., Гороховский Б.М. (1977) K-Ar-датирование поотношению 40Аг/39Аг.// Проблемы датирования докембрийских образований. Ленинград, «Наука», 50-76

3. Буйкин А.И., Трилофф М., Рябчиков И.Д. (2005) 40Аг-39Аг датирование флогопитовоговебстерита: свидетельство в пользу древнего метасоматоза в субконтинетальной литосферной мантии под Аравийской плитой? Доклады Академии Наук, т. 400, №1, стр. 64-68.

4. Верховский А.Б., Шуколюков Ю.А. (1991) Элементное и изотопное фракционированиеблагородных газов в природе. Москва, «Наука», 294с.

5. Верховский А.Б., Юргина Е.К., Шуколюков Ю.А. (1986) Изотопный состав Ar и элементная распространенность благородных газов в мантийных резервуарах// Эволюция системы кора-мантия. Москва, «Наука», 224 с.

6. Крылов А.Я., Мамырин Б.А., Хабарин Л.В., Мазииа Т.И., Силин Ю.И. (1974) Изотопыгелия в коренных породах дна океанов. Геохимия. № 8. С. 1224-1226.

7. Мамырин Б.А., Толстихин И.Н., Ануфриев Г.С. и Каменский И.Л. (1969) Аномальныйизотопный состав гелия в вулканических газах // Докл. АН СССР. Т. 184. №5. С. 11971199.

8. Озима.М., Подосек Ф. (1987) Геохимия благородных газов. Л., Недра, 343 с.

9. Фор Г. (1989) Основы изотопной геологии. Москва, «Мир», 590с

10. Alle W.E., Lessier R.M. (1973) Neutron activation cross sections. Nucl. Data Table, 11, N 8-9

11. Agrinier P., Mevel C., Bosch D. and Javoy, M. (1993) Metasomatic hydrous fluids in amphibole peridotites from Zabargad Island (Red Sea). Earth Planet. Sei. Lett. 120, 187-205.

12. Allegre C.J., Staudaher Th., Sarda Rh. (1986/1987) Rare gas systematic: Formation of the atmosphere, evolution and structure of the Earth's mantle. Earth and Planet. Sei. Lett. Vol. 1, P. 127-150

13. Allegre C.J. and Turcotte D.L. (1985). Geodynamic mixing in the mesosphere boundary layer and the origin of oceanic islands. Geophis. Res. Lett. V. 12. P. 207-210.

14. Althaus Т., Zur'Geochemie der Edelgase ultramafischer Mantelxenolithe und Alkalibasalte der Persani-Berge, Transsilvanien, Rumänien. Scientific Technical Report STR00/07, Geoforschungszentrum Potsdam (1999).

15. Anderson D.L. (1984) Science. V. 223. P. 347-355.

16. Anderson D.L., A model to explain the various paradoxes associated with mantle noble gas geochemistry, Proc. Natl. Acad. Sei. USA 95 (1998) 9087-9092.

17. Ballentine C.J. and Barfod D. (2000) The origin of air-like noble gases in MORB and OIB. Earth Planet. Sei. Lett. 180, 39-48.

18. Ballentine C.J., Porcelli D., Wieler R. (2001) Noble gases in mantle plumes. Science 291:2269a.

19. Ballentine C.J.,Marty В., Sherwood Lollar В. and Cassidy M. (2005) Neon isotopes constrain convection and volatile origin in the Earth's mantle. Nature 433, 33-38.

20. Barfod D.N., Ballentine C.J., Halliday A.N., Fitton J.G., Noble gases in the Cameroon line i* and the He, Ne, and Ar isotopic compositions of high p (HIMU) mantle, J. Geophys. Res. 1041999) 29509-29527.

21. Benkert J.P., Baur H., Signer P. and Wieler R. (1993) He, Ne and Ar from the solar wind and solar energetic particles in lunar ilmenites and pyroxenes. J. Geophys. Res. 98, 13147-13162

22. Berger G.W., York D. (1970) Precision of the 40Ar/39Ar dating technique. Earth and Planet. Sci. Lett. V. 9, №1, p. 39-44.

23. Bernatovicz TJ and Podosek FA (1978) Nuclear components in the atmosphere. In Alexander EC, Ozima M (eds) Terrestrial Rare Gases. Center for the Academic Publications Japan, Tokyo, p 99-135

24. Bohannon R.G., Naeser C.W., Schmidt D.L., Zimmermann R.A. (1989) The timing of uplift, volcanism, and rifting peripheral to the Red Sea: a case for passive rifting? J. Geophys. Res. 94, 1683-1701

25. Brcddam K., Kurz M.D. (2001) Helium isotope signatures of Icelandic alkaline lavas. EOS Trans Am Geophys Union 82:F1315.

26. Brereton N.R. (1970) Corections for Interfering Isotopes in the 40Ar-39Ar dating method. Earth Planet. Sci. Lett., 8,427-433

27. Brooker R.A., Du Z., Blundy J. D., Kelley S.P., Allan N.L., Wood B.J., Chamorro E. M., Wartho J.A., Purton J. A., The 'zero charge' partitioning behaviour of noble gases during mantle melting, Nature 423 (2003) 738-741.

28. Bukowinski M.S.T. (1979) Theoretical estimate of compressional changes of decay constant of40K. Geophys.'Res. Lett. 6, 697-699.

29. Burnard PG, Stuart FM, Turner G, Oskarsson N (1994) Air contamination of basaltic magmas: implications for high ^e/'He mantle isotopic composition. J Geophys Res 99:17709-17715

30. Burnard P.G., Graham D., Turner G., Vesicle-specific noble gas analyses of „popping rock": Implications for primordial noble gases in Earth, Science 276 (1997) 568-571.55.

31. Burnham OM, Rogers NW, Person DG, van Calsteren PW, Hawkesworth CJ (1988) The petrogenesis of eastern Pyrenean peridotites: an integrated study of their whole rock geochemistry and Re-Os isotope composition. Geochim Cosmochim Acta 62:2293-2310

32. BVSP-Basaltic Volcanism Study Project (1981) Basaltic volcanism on the terrestrial planets. Pergamon Press,.New York, pp 282-310.

33. Cameron A.G.W. (1973) Abundances of the elements in the solar system. Space Science Rewiews, 15, 121-146

34. Carlson RW, Irving AJ (1994) Depletion and enrichment history of subcontinental lithospheric mantle an Os, Sr, Nd and Pb isotopic study of ultramafic xenoliths from the northwestern Wyoming craton. Earth Planet. Sci. Lett. 126:457-472

35. Clarke W.B., Beg M.A., Craig H. (1969) Excess 3He in the sea: evidence for terrestrial '» primordial helium // Earth Planet. Sei. Lett. Vol. 6. P. 213-220.

36. Courtillot V., Davaille A., Besse J., Stock J., Three distinct types of hotspots in the Earth's mantle, Earth Planet. Sei. Lett. 205 (2003) 295-308.

37. Christensen U.R. (1995) Annu. Rev. Earth Planetary Science. V. 23. P. 65-87.

38. Dalrymple G.B., Lanphere M.A. (1971) 40Ar/39Ar technique of K-Ar dating: a comparison with the conventional technique. Earth Planet. Sei. Lett., 12, N3, 300-308

39. Dixon ET, Honda M, McDougall I, Campbell IH, Sigurdsson I (2000) Preservation of near-solar neon isotopic ratios in Icelandic basalts. Earth Planet. Sei. Lett. 180:309-324

40. Dodson A, DePaolo DJ, Kennedy BM (1998) Helium isotopes in lithospheric mantle: Evidence from Tertiary basalts of the Western USA. Geochim Cosmochim Acta 62:37753787

41. Douglass J, Schilling J-G, Fontignie D (1999) Plume-ridge interactions of the Discovery and Shona mantle plumes with the southern Mid-Atlantic Ridge (40 -55 S). J Geophys Res 104:2941-2962

42. Downes H., Vaselli O., The lithospheric mantle beneath the Carpathian-Pannonian Region: a review of trace element and isotopic evidence from ultramafic xenoliths. Acta Vulcanologica 7(1995)219-229

43. Dunai TJ (1993) Noble gases in the subcontinental mantle and the lower crust. PhD dissertation, Swiss Federal Institute of Technology (ETH), Zürich, Switzerland.

44. Dunai T.J. and- Baur H. (1995) Helium, neon, and argon systematics of the European subcontinental mantle: Implications for its geochemical evolution. Geochim. Cosmochim. Acta 59, 2767-2783.

45. Dunai T.J. and Porcelli D. (2002) Storage and transport of noble gases in the subcontinental lithosphere. Rev Mineral Geochem. V. 47. Pp. 371-409.

46. Duncan R.A., Petersen N., Hargraves R.B., Mantle plumes, movement of the European plate, and polar wandering, Nature 239 (1972) 82-86.

47. Embey-Isztin A., Scharbert H.G., Dietrich H., Poultidis H., Petrology and geochemistry of peridotite xenoliths in alkali basalts from the Transdanubian Volcanic Region, West Hungary, J. Petr. 30(1989) 79-105.

48. Embey-Isztin A., Downes H., James D.E., Upton B.G.J., Dobosi G., Ingram G.A., Harmon R.S., Scharbert H.G., The petrogenesis of Pliocene alkaline volcanic rocks from the Pannonian Basin, Eastern Central Europe, J. Pet. 34 (1993), 317-343.

49. Embey-Isztin A., Dobosi G., Altherr R., Meyer H.-P., Thermal evolution of the Lithosphere % beneath the western Pannonian basin: evidence from deep-seated xenoliths, Tectonophysics331 (2001)285-306.

50. Farley KA, Craig H (1994) Atmospheric argon contamination of ocean island basalt olivine phenocrysts. Geochim. Cosmochim. Acta 58:2509-2517

51. Fisher DE (1994) Mantle and atmospheric-like argon in vesicles of MORB glasses. Earth Planet. Sci. Lett. 123:199-204

52. Fleming W.H., Thode H.G. (1953) Argon-38 in pitchblende minerals and nuclear processes in nature. Physical Review, 90, 857-858

53. Franz G, Steiner G, Volker F, Pudlo D, Hammerschmidt K (1999) Plume related alkaline magmatism in central Africa the Meidob hills (W Sudan). Chem Geol 157:27-47

54. Frey FA, Green DH (1974) The mineralogy, geochemistry, and origin of lherzolite inclusions in Victorian basanites. Geochim Cosmochim Acta 38:1023-1059

55. Furman T, Graham DW (1999) Erosion of lithospheric mantle beneath the East African Rift system: geochemical evidence from the Kivu volcanic province. Lithos 48:237-262

56. Galer S.J.G. and O'Nions R.K. (1985). Nature. V. 316. P. 778-782.

57. Gautheron C., Moreira M., Helium signature of the subcontinental lithospheric mantle, Earth * Plan. Sci. Lett. 199 (2002) 39-47.

58. Goes S., Spakman W., Bijwaard H., A lower mantle source for Central European volcanism. Science 286 (1999) 1928-1931.

59. Graham DW, Furman TH, Ebinger CJ, Rogers NW, Lupton JE (1995) Helium, Lead, strontium and neodymium isotope variations in mafic volcanic rocks from the western branch of the East African Rift. EOS Trans, Am Geophys Union 76:F686

60. Graham DW (2002) Noble gas isotope geochemistry of mid-ocean ridge and ocean island basalts: characterization of mantle source reservoirs. Rev Mineral Geochem. V. 47. Pp. 247318.

61. Graham DW (2005) Neon illuminates the mantle. Nature 433, 25-26.

62. Granet M., Wilson M., Achauer U. Imaging a mantle plume beneath the French Massif Central, Earth Planet. Sci. Lett. 136 (1995) 281-296.

63. Hamelin B, Allègre CJ. Lead isotope study of orogenic lherzolite massifs. Earth Planet Sci Lett. (1988) V. 91. P. 117-131.

64. Handler MR, Bennett VC, Esat TM (1997) The persistence of off-cratonic lithospheric mantle: Os isotopic systematics of variably metasomatised southeast Australian xenoliths. Earth Planet Sci Lett 151:61-75

65. Hanyu T., Kaneoka I., The uniform and low 3He/4He ratios of HIMU basalts as evidence for their origin as recycled materials. Nature 390 (1997) 273-276.

66. Hanyu T, Dunai TJ, Davies GR, Kaneoka I, Nohda S, Uto K (2001) Noble gas study of the Reunion hotspot: evidence for less-degassed mantle sources. Earth Planet Sci Lett 193:83-98

67. Harrison D., Burnard P., Trieloff M., Turner G., Resolving atmospheric contaminants in mantle noble gas analyses, Geochem. Geophys. Geosyst. 4(3) (2003) 2002GC000325.

68. Hawkesworth CJ, Kempton PD, Rogers NW, Ellam RM, van Calsteren PWC (1990) Continental mantle lithosphere, and shellow level enrichment processes in the Earth's mantle. Earth Planet Sci Lett 96:256-168

69. Henjes-Kunst F. (1987) Multi-stage or single stage metasomatism within the lithospheric mantle beneath NW Saudi Arabia? Evidences from mantle xenoliths. Terra Cognita 7, 396.

70. Henjes-Kunst F., Altherr R. and Baumann A. (1990) Evolution and composition of the lithospheric mantle underneath the western Arabian peninsula: Constraints from Sr-Nd isotope systematics of mantle xenoliths. Contrib. Min. Petrol. 105, 460-472.

71. Hilton DR, MacPherson CG, Elliott TR (2000) Helium isotope ratios in mantle phenocrysts and geothermal fluids from La Palma, the Canary Islands (Spain): implications for HIMU mantle sources. Geochim Cosmochim Acta 64:2119-2132.

72. Hiyagon H., Ozima M., Marty B., Zashu S., Sakai H. (1992) Noble gases in submarine glasses from mid-ocean ridges and Loihi seamount: constraints on the early history of the Earth. Geochim Cosmochim Acta 56:1301-1316.

73. Hoemle K., Zhang Y., Graham D., Seismic and geochemical evidence for large-scale mantle upwelling beneath the eastern Atlantic and western and central Europe, Nature 374 (1995) 3439.

74. Hofmann A.W. (1997) Mantle geochemistry: The message from oceanic volcanism. Nature 385,219-229.

75. Honda M., Reynolds J., Roedder E., Epstein S. (1987) Noble gases in diamonds: occurrences of solar like helium and neon. J. Geophys Res 92:12507-12521.

76. Honda M., McDougall I., Patterson D.B., Doulgeris A., Clague D.A., Possible solar noble-gas component in Hawaiian basalts, Nature 349 (1991) 149-151.

77. Honda M., McDougall I., Patterson D. (1993) Solar noble gases in the Earth: the systematics of helium-neon isotopes in mantle derived samples. Lithos 30:257-265

78. Hopp J., Trieloff M. and Altherr R. (2004) Neon isotopes in mantle rocks from the Red Sea • region reveal large-scale plume-lithosphere interaction. Earth Planet. Sci. Lett. 219, 61-76.

79. Jambon A., Weber H.W., Begemann F., Helium and argon from an Atlantic MORB glass: Concentration, distribution and isotopic composition. Earth Planet. Sci Lett. 73 (1985) 255267.

80. Javoy M., Pineau F. (1991) The volatiles record of a "popping" rock from the Mid-Atlantic ridge at 14 N: chemical and isotopic composition of gas trapped in the versicles. Earth Planet. Sci. Lett. 107,598-611.

81. Johnson L.H., R. Burgess, G. Turner, H.J. Milledge and J.W. Harris (2000) Noble gas and halogen geochemistry of mantle fluids: Comparison of African and Canadian diamonds.

82. Geochim. Cosmochim. Acta 64, 717-732.

83. Jordan TH (1988) Structure and formation of continental tectosphere. Rev Geophys Space Phys 13:1-12.

84. Kaneoka I, Takaoka N, Clague DA (1983) Noble gas systematics for coexisting glass and <fi olivine crystals in basalts and dunite xenoliths from Loihi Seamount. Earth Planet. Sci. Lett.66:427-437

85. Kaneoka I, Takaoka N (1985) Noble gas state in the Earth interior some constraints on the present state. Chem Geol (Isotop Geosci) 52:75-95.

86. Kellogg L.H., Hager B.H., R.D. van der Hilst, Compositional stratification in the deep mantle. Science IM (1999) 1881-1884.

87. Krylov A., Mamyrin B.A., Khabarin L.A., Mazina T.I., Silin Y.I. (1974) Helium isotopes in ocean floor bedrock. Geochem Intl. V. 11. P. 839-844.

88. Kurat G., Embey-Isztin A., Kracher A., Scharbert H.G., The upper mantle beneath Kapfenstein and the Transdanubian volcanic region, E Austria and W Hungaria: a comparison. Mineral. Petrol. 44 (1991) 21-38.

89. Kurz M.D., Subducted oceanic lithosphere and the origin of the 'high m' basalt helium isotopic signature, Earth Planet. Sci Lett. 189 (2001) 49-57.

90. Langmuir CH, Vocke RD, Hanson GN, Hart SR (1978) A general mixing equation with applications to Icelandic basalts. Earth Planet. Sci Lett. 37:380-392.

91. Li X., Kind R., Priestley K., Sobolev S.V., Tilmann F., Yuan X., Weber M., Mapping the Hawaiian plume conduit with converted seismic waves, Nature 405 (2000) 938-941.

92. Lupton J.E. (1983) Terrestrial inert gases: isotope tracer studies and clucs to primordial components in the mantle. Ann Rev Earth Planet Sci. V. 11. P. 371-414.

93. Lupton J.E. and Craig H. (1975) Excess 3He in oceanic basalts: evidence for primordial terrestrial helium. Earth Planet Sci Lett. V. 26. P. 133-139.

94. Mahoney JJ, Sinton JM, Kurz MD, Macdougall JD, Spencer KJ, Lugmair GW (1994) Isotope and trace element characteristics of a super-fast spreading ridge: East Pacific Rise, 13* 23 S. Earth Planet Sci Lett. V. 121. P. 173-193.

95. Margo G, Pennisi M (1991) Noble gases and nitrogen: mixing and temporal evolution in the fumarolic fluids of Volcano, Italy. J Volcanol Geotherm Res. 47:237-247

96. Marty B. and Ozima M. (1986) Noble gas distribution in oceanic basalt glasses. Geochim Cosmochim Acta 50:1093-1098.

97. Marty B. (1989) Neon and xenon isotopes in MORB: implications for the Earth-atmosphere evolution. Earth Planet Sci Lett. V. 94. P. 45-56.

98. Marty B, Appora I, Barrat J-A, Deniel C, Vellutini P, Vidal P (1993) He, Ar, Sr, Nd and Pb isotopes in volcanic rocks from Afar: evidence for a primitive mantle component and constraints on magmatic sources. Geochem J27:219-228.

99. Marty B, Humbert F (1997) Nitrogen and argon isotopes in oceanic basalts. Earth Planet Sci Lett. 152:101-112

100. Marty B, Tolstikhin I, Kamensky IL, Nivin V, Balaganskaya E, Zimmerman J-L (1998) Plume-derived rare gases in 380 Ma carbonatites from the Kola region (Russia) and the argonisotopic composition in the deep mantle. Earth Planet Sci Lett. 164:179-192

101. Matsumoto T, Honda M, McDougall I, Yatsevich I, O'Reilly SY (1997) Plume-like neon in a metasomatic apatite from Australian lithospheric mantle. Nature 388:162-164.

102. Matsumoto T., Honda M., McDougall I., O'Reilly S. Noble gases in anhydrous lherzolites W from the Newer Volcanics, southeastern Australia: A MORB-like reservoir in thesubcontinental mantle. Geochim. Cosmochim. Acta 62 (1998) 2521-2533.

103. Matsumoto T., Honda M., McDougall I., O'Reilly S, Norman M, Yaxley G (2000) Noble gases in pyroxenites and metasomatized peridotites from the Newer Volcanics, southeastern Australia: implications for mantle metasomatism. Chem Geol 168:49-73.

104. McDougall J., Harrison T.M. (1987) Geochronology and thermochronology by the 40Ar/39Ar method. New Iork, Oxford University Press, 212pp.

105. Menzies M, Chazot G (1995) Fliud processes in diamond to spinel facies shallow mantle. J Geodynamics 20:387-415.

106. Merrihue C. and Turner G. (1966) Potassium-argon dating by activation with fast neutrons. -J. Geophys. Res., v. 71, №11, p. 2852-2857

107. Mitchell J.G. (1968a) The 40Ar/39Ar method for potassium-argon age determination. -Geochim. et Cosmochim. Acta, v. 32, №8, p. 781-790

108. Montelli R., Nolet G., Dahlen F.A., Masters G., Engdahl E.R., Hung S.H., Finite-Frequency Tomography Reveals a Variety of Plumes in the Mantle, Science 303 (2004) 338-343.

109. Moreira M., Staudacher Th., Sarda P., Schilling J.G., Allègre C.J., A primitive plume neon component in MORB: The Shona ridge-anomaly, South Atlantic (51-52°S), Earth Planet. Sci. Lett. 133 (1995) 367-377.

110. Moreira M., Kunz, J. and Allègre C.J. (1998) Rare gas systematics in popping rock: Isotopicand elemental compositions in the upper mantle. Science 279, 1178-1181.

111. Moreira M, Gautheron C, Breddam K, Curtice J, Kurz MD (2001) Solar neon in the Icelandic mantle: new evidence for the undegassed lower mantle. Earth Planet. Sci. Lett. 185:15-23.

112. Morgan W.G. (1972) Convection plumes in the lower mantle. Nature. V. 230. P. 42-43

113. Nagao K, Takahashi E (1993) Noble gases in the mantle wedge and lower crust an inference from the isotopic analyses of xenoliths from Oki-Dogo and Ichinomegata, Japan. Geochem J 27:229-240

114. Niedermann S., Bach W., Erzinger J., Noble gas evidence for a lower mantle component in MORBs from the southern East Pacific Rise: Decoupling of helium and neon isotope systematics, Geochim. Cosmochim. Acta 61 (1997) 2697-2715.

115. Niedermann S, Bach W (1998) Anomalousely nucleogenic neon in North Chile Ridge basalt glasses, suggesting a previously degassed mantle source. Earth Planet. Sci. Lett. 160:447-462.

116. O'Nions R.K. and McKenzie D. (1993) Estimates of mantle thorium/uranium ratios from Th, U and Pb isotopic abundances in basaltic melts. Phil. Trans. R. Soc. Lond. A342:65-74.

117. Ozima M., Zashu S. (1988) Solar-type neon in Zaire cubic diamonds. Geochim Cosmochim Acta 52:19-25

118. Ozima M. and Podosek F.A. (2002) Noble gas geochemistry, 2nd ed. Cambridge: Cambridge * University press, 286 pp.

119. Pearson DG (1999a) Evolution of cratonic lithospheric mantle: an isotopic perspective. In Mantle petrology: field observations and high-pressure experimentation: A trubute to Francis

120. R. (Joe) Boyd. Fei Y, Bertka CM, Mysen BO (eds). The Geochemical Society Spec Publ * 6:57-78.

121. Pearson DG (1999b) The age of continental roots. Lithos 48:171-194.

122. Pineau F., Javoy M. (1994) Strong degassing at ridge crests: the behaviour of dissolved carbon and water in basalt glasses at 14 N, Mid-Atlantic Ridge. Earth Planet. Sci. Lett. 123: 179-198.

123. Porcelli D, O'Nions RK, O'Reilly SY (1986) Helium and strontium isotopes in ultramafic xenoliths. Chem Geol 54:237-249.

124. Porcelli D, Stone JOH, O'Nions RK (1987) Enhanced ^eAie ratios and cosmogenic helium in ultramafic xenoliths. Chem Geol 64:25-33.

125. Porcelli D, O'Nions RK, Galer SJG, Cohen AS, Mattey DP (1992) Isotopic relationships of volatile and lithophile trace elements in continental ultramafic xenoliths. Contrib Mineral Petrol 110:528-538.

126. Porcelli D. and Pepin R.O. (2000) Rare gas constraints on early Earth history. In Canup R.M., Righter K. (eds) Origin of the Earth and Moon. The University of Arizona Press, Tucson, p. 435-458.

127. Porcelli D., Halliday A.N., The core as a possible source of mantle helium, Earth Planet. Sci. Lett. 192 (2001)45-56.

128. Poreda R.J. and Farley K.A. (1992) Rare gases in Samoan xenoliths. Earth Planet. Sci. Lett. 113, 129-144.

129. Reid MR, Graham DW (1996) Resolving lithospheric and sub-lithospheric contributions to helium isotope variations in basalts from the southwestern US. Earth Planet. Sci. Lett. 144:213-222.

130. Richardson SH, Gurney JJ, Erlank AJ, Harris JW (1984) Origin of diamonds in old enriched mantle. Nature 310:198-202.

131. Richardson SH, Harris JW (1997) Antiquity of peridotitic diamonds from the Siberian craton. Earth Planet. Sci. Lett. 151:271-277.

132. Ritter J.R.R., Jordan M., Christensen U.R., Achauer U., A mantle plume below the Eifel volcanic fields, Germany, Earth Planet. Sci. Lett. 186 (2001) 7-14.

133. Roddick J.C. (1983) High precision intercalibration of 40Ar-39Ar standarts. Geochim Cosmochim Acta 47:887-898

134. Rogers NW, De Mulder M, Hawkesworth CH (1992) An enriched mantle source for potassic basanites: evidence from Karisimbi volcano, Virunga volcanic province, Rwanda. Contrib Mineral Petrol 111:543-556.

135. Rosenbaum J.M., Wilson M., Downes H., Multiple enrichment of the Carpathian-Pannonian mantle: Pb-Sr-Nd isotope and trace element constraints, J. Geophys. Res. 102 (1997) 14947 -14961.

136. Sarda Rli., Staudaher Th., Allegre C.J. (1985) 40Ar/36Ar in MORB glasses: constraints on atmosphere and mantle evolution. Earth and Planet. Sci. Lett. Vol. 72, P. 357-375

137. Sarda Rh., Staudaher Th., Allegre C.J. (1988) Neon isotopes in submarine basalts. Ibid. Vol. 89, P. 73-88

138. Sarda P. and Graham D. (1990) Mid-ocean ridge popping rocks: implications for degassing at ridge crests. Earth and Planet. Sci. Lett. Vol. 97. P. 268-289.

139. Sarda P., Moreira M., Staudacher Th., Rare gas systematics on the southernmost Mid-•0 Atlantic Ridge: Constraints on the lower mantle and the Dupal source. J. Geophys. Res. 1052000)5973-5996.

140. Scarsi P., Craig H. (1996) Helium isotope ratios in Ethiopian Rift basalts. Earth Planet. Sci. Lett. 144 505-516.

141. Schilling J-G (1973) Iceland mantle plume: Geochemical evidence along Reykjanes Ridge. Nature 242. P. 565-571.

142. Shaw AM, Hilton DR, Macpherson CG, Sinton JM (2001) Nucleogenic neon in high 3He/4He lavas from the Manus back-arc basin: a new perspective on He-Ne decoupling. Earth Planet. Sci. Lett. 194:53-66.

143. Shen Y., Solomon S.C., Bjarnason I.T., Wolfe C.J., Seismic evidence for a lower-mantle origin of the Iceland plume, Nature 395 (1998) 62-65.

144. Small C (1995) Observations of ridge-hotspot interactions in the Sourthen Occan. J Geophys Res. 100:17931-17946.

145. Staudaher T., Sarda P., Richardson S.H., Allègre C.J., Sagna I., Dmitriev L.V. (1989) Noble gases in basalt glasses from a Mid-Atlantic Ridge topographic high at 14 N: Geodynamic consequences. Earth and Planet. Sci. Lett. Vol. 96, P. 119-133.

146. Staudaher T., Sarda P., Allègre C.J. (1990) Noble gas systematics of Réunion Island. Chem Geol 89:1-17.

147. Steiger R.H. and Jaeger E. (1977) Subcommission on Geochronology: Convention on the use of decay constants in geo- and cosmochronology. Earth Planet. Sci. Lett., 36, 359-362

148. Stein M. and Hofmann A.W. (1994) Mantle plumes and episodic crustal growth. Nature. V. 372. P. 63-68.

149. Stein M. and Goldstein S.L. (1996) From plume head to continental lithosphère in the Arabian-Nubian shield. Nature. V. 382. P. 773-778.

150. Stoenncr R.W., Schaffer O.A., Katcoff S. (1965) Half-lives of argon-37, argon-39 and argon-42. Nature, 148, N3672, 1325-1327

151. Stosch HG, Carlson RW, Lugmair GW (1980) Episodic mantle differentiation: Nd and Sr isotopic evidence. Earth Planet Sci Lett 47:263-271

152. Szabô Cs., Vaselli O., Vanucci O. R., Bottazzi P., Ottolini L., Coradossi N., Kubovics I., Ultramafic xenoliths from the Little Hungarian Plain (Western Hungary): a petrologic and geochemical study. Acta Vulcanologica 1 (1995) 249-263.

153. Tôrôk K., De Vivo B., Fluid inclusions in upper mantle xenoliths from the Balaton Highland, Western Hungary. Acta Vulcanologica 1 (1995) 277-284.

154. Trieloff M. and Kunz J. (2004) Isotope systematics of noble gases in the Earth's mantle: Possible sources of primordial isotopes and implications for mantle structure. Physics of the Earth and Planetary Interiors, in press.

155. Trieloff M., Falter M. and Jessberger E.K. (2003) The distribution of mantle and atmospheric argon in oceanic basalt glasses. Geochim. Cosmochim. Acta, 67, 1229-1245.

156. Trieloff M., Kunz J., Allègre C.J. (2002) Noble gas systematics of the Réunion mantle plume source and the origin of primordial noble gases in Earth's mantle, Earth Planet. Sci. Lett. 200 297-313.

157. Trieloff M., Kunz J., Clague D.A., Harrison D. and Allègre C.J. (2000) The nature of pristine noble gases in mantle plumes. Science 288, 1036-1038.

158. Trieloff M., Weber H.W., Kurat G., Jessberger E.K., and Janicke J. (1997) Noble gases, their '# carrier phases, and argon chronology of upper mantle rocks from Zabargad Island, Red Sea.

159. Geochim. Cosmochim. Acta, 61,5065-5088.

160. Trieloff M., Reimold W.U., Kunz J., Boer R.H. and Jessberger E.K. (1994) 4(,Ar-39Ar thermochronology of pseudotachylite at the Ventersdorp Contact Reef, Witwatersrand Basin. S. Afr. J.Geol. 97, 365-384.

161. Trull TW, Kurz MD (1993) Experimental measurements of 3He and 4He mobility in olivine and pyroxene at magmatic temperatures. Geochim Cosmochim Acta 57:1313-1324

162. Turner G. (1971) 40Ar-39Ar dating: the optimisation of irradiation parameters. Earth Planet. Sci. Lett., 10, N2, 227-234

163. Turner G., Burgess R. and Bannon M. (1990) Volatile-rich mantle fluids inferred from inclusions in diamond and mantle xenoliths. Nature 344, 653-655.

164. Turner G., Burnard P., Ford J.L., Gilmour J.D., Lyon I.C. and Stuart F.M. (1993). Tracing fluid sources and interactions. Phil. Trans. R. Soc. Lond. A 344, 127-140.

165. Valbracht P.J., Staudacher Th., Malahoff A., Allègre C.J., Noble gas systcmatics of deep rift zone glasses from Loihi Seamount, Hawaii, Earth Planet. Sci. Lett. 150 (1997) 399-411

166. Wedepohl K. H., Baumann A., Central European Cenozoic plume volcanism with OIB characteristics and indications of a lower mantle source, Contrib. Mineral. Petrol. 136 (1999) 225- 239.

167. Wetherill G.W. (1954) Variations in the isotopic abundances of neon and argon extracted from radioactive minerals. Physical Review, 96, 679-683

168. Wilson M., Downes H., Mafic alkaline magmatism associated with the European Cenozoic rift system, Tectonophysics 208 (1992) 173 182.

169. Wilson M., Downes H., Tertiary-Quaternary extension-related alkaline magmatism in * Western and Central Europe, J. Petrol. 32 (1991) 1811-1849.

170. Witt-Eickschen G., Seek H.A., Reys C., Multiple enrichment processes and their relationships in the subcrustal lithosphere beneath the Eifel (Germany). J. Pet. 34 (1993) 1-22.

171. Witt-Eickschen G., Kramm U., Evidence for the multiple stage evolution of the subcontinental lithospheric mantle beneath the Eifel (Germany) from pyroxenite and compositepyroxenite/peridotite xenoliths, Contrib. Min. Petr. 131 (1998) 258-272.

172. Witt-Eickschen G., Klemd R., Seek H.A., Density contrast of fluid inclusions associated with melt (glass) from two distinct suites of mantle peridotites from the West Eifel, Germany: Implications for melt origin, Eur. J. Min. 15 (2003) 95-102.

173. Walker RJ, Carlson RW, Shirey SB, Boyd FR (1989) Os, Sr, Nd and Pb isotope systematics ^ of southern African peridotite xenoliths: implications for the chemical evolution ofsubcontinental mantle. Geochim Cosmochim Acta 53:1583-1595.

174. Yatsevich I., Honda M. (1997) Production of nucleogenic neon in the Earth from natural radioactive decay. J Geophys Res. 102:10291-10298.

175. Yokochi R. and Marty B. (2004) A determination of the neon isotopic composition of the deep mantle. Earth Plan. Sci. Lett. 225:77-88.

176. Ziegler P. (1992) European Cenozoic rift system, Tectonophysics 208: 91-111.

177. Zindler A., Hart S.R. (1986) Chemical geodynamics, Ann. Rev. Earth Planet. Sci. 14: 493571.