Кольская щелочная провинция в палеозое: оценка состава первичных мантийных расплавов и условий магмогенерации

А. А. Арзамасцев¹, Ф. Беа², В. Н. Глазнев¹, Л. В. Арзамасцева¹ П. Монтеро²

¹Геологический институт Кольского научного центра РАН, Апатиты Мурманской обл.

²Университет Гранады, Гранада, Испания

Содержание

Аннотация

1. Введение

Исследования последнего десятилетия приносят новые доказательства того, что главным фактором, обусловившим проявление континентального магматизма в областях развития древних щитов и их обрамления, явилась активизация верхней мантии в результате плюмлитосферного взаимодействия и/или рифтинга [Baker et al., 1997; Bell and Simonetti, 1996; Kerr et al., 1995, 1996; Thompson and Gibson, 1991, 1994; Toyoda et al., 1994; White and McKenzie, 1989, 1995]. Результаты глубинного сейсмического зондирования в сочетании с прецизионными изотопно-геохимическими исследованиями производных мантийного магматизма и гипоксенолитов, позволили построить количественные модели магмогенерации в мантии [Keen et al., 1994; McKenzie and O'Nions, 1991; Ryabchikov, 1998; White and McKenzie, 1995; Williamson et al., 1995]. Базирующиеся на последних экспериментальных данных, эти модели позволяют определить поведение элементов при парциальном плавлении мантийных субстратов, а также количественно оценить состав и, в ряде случаев, объемы продуктов плавления [McKenzie and Bickle, 1988; Niu, 1997; Walter, 1998; Winter, 1995]. Вместе с тем, разработанные подходы не свободны от произвольных допущений, что связано с неопределенностью отдельных параметров магмогенерации в мантии. Это делает актуальным создание моделей, использующих альтернативные подходы в определении объема и состава мантийных расплавов.

В настоящей статье сделана попытка количественно оценить химический состав и объем той части мантии, активизация которой привела к формированию в палеозое в северо-восточной части Балтийского щита Кольской щелочной провинции, а также определить состав исходных расплавов. В отличие от упомянутых моделей, для определения объемов щелочного магматизма в пределах провинции и, соответственно, объема мантийных расплавов, продуцированных в течение палеозойского цикла активизации, мы использовали метод трехмерного плотностного моделирования, базирующийся на геофизических данных [Glaznev et al., 1996].
Исследования включали:

- Определение объемов палеозойских щелочных магм региона, включая расчет объемов разных типов пород в составе всех проявлений магматизма. Результаты этого этапа работ, основанные на изучении глубинного строения и расчете трехмерных плотностных моделей всех щелочных интрузий провинции до уровня 22,5 км, в основном опубликованы ранее [Арзамасцев и др., 1998а; Arzamastsev et al., 2000a].

- Геохимическое опробование проявлений щелочного магматизма региона (включая плутонические, дайковые и вулканические производные) и выполнение прецизионных определений концентраций микроэлементов методом ICP-MS в лаборатории Университета Гранады по процедуре, описанной в работе [Bea, 1996].

- Расчет средневзвешенных концентраций микроэлементов в породах провинции и вычисление на этой основе среднего состава исходных магм. Сопоставление полученных составов с наименее дифференцированными образованиями, выявленными в составе провинции.

- Петролого-геохимическое моделирование, включающее расчет вероятных концентраций микроэлементов в родоначальных мантийных выплавках (на основе опубликованных экспериментальных данных), сопоставление с рассчитанными содержаниями в исходных палеозойских расплавах Кольской провинции. Расчет возможных объемов зоны палеозойской магмогенерации при заданных степенях плавления мантийного субстрата.

2. Геологические особенности Кольской палеозойской магматической провинции с позиций применимости модели

Кольскую провинцию, располагающуюся в северо-восточной части Балтийского щита, слагают крупнейшие в мире плутоны агпаитовых сиенитов, а также многочисленные интрузии щелочно-ультраосновных пород с карбонатитами (рис. 1). Вулканические образования палеозойского этапа немногочисленны, в значительной степени редуцированы и распространены в основном в виде останцов в кальдерах проседания Контозера, Ловозера, Хибинского и Ивановского массивов [Арзамасцев и др., 1998б]. Палеозойские рои даек и трубки взрыва имеют широкое распространение, их возникновение происходило в одном возрастном интервале с проявлениями плутонического магматизма. Поскольку кольские щелочные интрузии относятся к наиболее хорошо изученным геологическим объектам, детальное описание которых дано многими исследователями [Буссен, Сахаров, 1972; Галахов, 1975; Герасимовский и др., 1966; Кухаренко и др., 1965, 1971], то представляется важным остановиться только на тех принципиальных особенностях, которые определяют применимость модели расчета состава мантийных субстратов для этого региона.

1. В пределах провинции выявлены практически все проявления палеозойского этапа магматизма, включая не только интрузии, но и рои даек и трубок взрыва. Достигнутый уровень геолого-геофизической изученности территории Кольского региона [Mitrofanov et al., 1995] и прилегающих к нему частей акваторий Баренцева и Белого морей [Грачев, 2000a] позволяет полагать, что вероятность обнаружения новых проявлений палеозойского магматизма минимальна. Это доказывают и последние находки щелочных пород на баренцевоморском побережье (Ивановский массив) [Русанов и др., 1993], в районе озера Имандра (интрузия Нива) [Arzamastsev et al., 2000b] и Кандалакши (Кандагубский массив) [Пилипюк и др., 1998], доля которых в общем объеме щелочных пород провинции не превышает 1%.

2. Уровень геологической изученности позволяет с высокой степенью детальности реконструировать внутреннее строение практически всех щелочных интрузий. Поскольку с большинством массивов связаны рудопроявления редкометалльного сырья, территория всех интрузий покрыта крупномасштабной геологической съемкой и массивы разбурены до глубины 200-2000 м.

3. Все проявления палеозойского магматизма в пределах провинции сформировались в относительно узком временном интервале 380-360 млн лет [Kramm et al., 1993], что указывает на их формирование в течение единого, четко обособленного во времени этапа тектоно-магматической активизации. Палеозойскому этапу предшествовал длительный амагматичный период развития Балтийского щита, продолжавшийся более 1,3 млрд лет. Проявления магматизма постдевонского времени в северо-восточной части Фенноскандии не установлены.

4. Изотопные и геохимические характеристики как палеозойских плутонических, так и субвулканических пород провинции свидетельствуют о минимальном участии материала коры при образовании щелочных пород [Beard et al., 1998; Kramm and Kogarko, 1994; Zaitsev and Bell, 1995] и их происхождении родоначальных расплавов в результате прямого плавления древнего мантийного субстрата, деплетированного в процессе архейского и протерозойского корообразования [Арзамасцев и др., 1998б].

Приведенные черты выделяют Кольскую провинцию в число наиболее перспективных областей, для которых допустима реконструкция состава исходного состава мантии.

3. Расчет объемов палеозойского магматизма в пределах Балтийского щита

Для расчета объемов щелочно-ультраосновных интрузий использованы результаты трехмерного плотностного моделирования на основе геофизических данных, позволяющие определить геологическое строение интрузий до глубины 22 км. Вопросы регионального плотностного моделирования земной коры Балтийского щита, а также методика трехмерного плотностного моделирования щелочных интрузий рассматривались нами ранее [Строение литосферы..., 1993; Arzamastsev et al., 2000a]. Интерпретация гравиметрических данных с целью изучения строения массивов центрального типа включала два основных этапа: первый - расчет региональной плотностной модели земной коры и обусловленного ею гравитационного поля; второй - интерпретация локальных гравитационных аномалий связанных с плотностными неоднородностями в верхней части коры.

Расчет детальной плотностной модели верхней части земной коры изучаемого региона основан на методологии и вычислительных принципах, предложенных В. Н. Страховым [Страхов, 1990, 1999] для решения общей обратной линейной задачи гравиметрии. При практической реализации указанных методов, были сделаны некоторые дополнения, улучшающие сходимость итерационного решения трехмерной обратной задачи. Для выделении локальных высокоградиентных аномалий был применен специально разработанный вариант дисперсионной фильтрации, близкий по смыслу к известным методам адаптивной фильтрации [Никитин, 1979]. Шаг сетки расчетов трехмерной плотностной модели составлял 2 2 км в плане, а по вертикали задавался дискретным рядом узлов сетки: 0; 1,0; 2,0; 3,5; 5,0; 7,0; 9,0; 11,0 и 14,0 км. Точность решения обратной гравиметрической задачи была принята равной 0,25 мгл, что обеспечило точность полученного решения для плотности в пределах примерно 10 кг/м ³. Алгоритм расчета и визуализации полученных данных был реализован в виде компьютерных программ, что позволило представить полученные результаты моделирования в наглядной форме.

В расчет объемов были включены все известные проявления щелочно-ультраосновного и карбонатитового магматизма (интрузии Ковдор, Турий мыс, Африканда, Себльявр, Вуориярви и др.), гигантские щелочные комплексы Хибин и Ловозера, а также вулканогенные образования Контозерской кальдеры. Поскольку подсчет объемов палеозойского щелочного дайкового магматизма не представляется возможным, нами принято, что объемы (с учетом известных роев даек щелочных лампрофиров Кандалакшского берега, района г. Небло), составляют примерно 10% общего объема щелочно-ультраосновных интрузий. Очевидно, что погрешность определения объемов даек может достигать 50 и более процентов.

3.1. Интрузии щелочно-ультраосновных пород и карбонатитов

Полученные данные плотностного моделирования позволяют сделать вывод о существенных различиях в глубинном строении карбонатитовых комплексов провинции (рис. 2). Среди изученных объектов присутствуют субвертикальные тела цилиндрической формы (Себльявр, Ковдор), интрузии с приповерхностной магматической камерой и боковым подводящим каналом (Лесная варака, Африканда), лополитообразные интрузии (Салмагора, Турий Мыс), а также тела, являющиеся фактически апикальными частями крупных щелочно-ультраосновных интрузий (Сокли) (рис. 3). В результате плотностного моделирования для большинства интрузий установлено резкое сужение зоны высокоплотных пород, которое можно интерпретировать как зоны перехода магматическая камера - подводящий канал. Учитывая приведенные выше ограничения метода по точности решения обратной гравиметрической задачи, вариации оценок нижних границ камер могут составлять 15-20%, что принципиально не меняет полученной картины.

Для всех щелочно-ультраосновных интрузий характерно многофазное строение, которое отражает последовательное внедрение серии щелочных ультрамафитов-фоидолитов-карбонатитов. Предполагалось [Кухаренко и др., 1965; Ланда, 1976; Самойлов, 1977; Фролов, 1972; Эпштейн, Кабаньков, 1984; Эпштейн и др., 1972], что большинство карбонатитовых интрузий имеет зональное строение, согласно которому в верхней части магматической колонны преобладают карбонатиты, ниже располагается зона фоидолитов, сменяющаяся на глубинных уровнях породами ультрамафитовой серии. Соответственно, в слабо эродированных массивах на поверхностном эрозионном срезе должны доминировать карбонатиты, в сильноэродированных, обнажающих донные части интрузий, наибольшее распространение должны иметь породы щелочно-ультраосновной серии. Результаты моделирования подтверждают это наблюдение: установленная зависимость между современной формой тел и уровнем дна магматических камер приводит к выводу, что исходная форма большинства карбонатитовых интрузий Кольской провинции отвечала линзообразному симметричному штоку с отчетливо выраженным переходом магматическая камера - подводящий канал, причем диаметры подводящих каналов составляли от 1/5 до 1/3 максимального диаметра интрузий [Arzamastsev et al., 2000a]. Апикальная часть такой гипотетической интрузии, по-видимому, представлена в массиве Сокли, в котором карбонатиты ассоциируются с мощным роем даек щелочных лампрофиров, что типично для слабо эродированных комплексов. На примере таких комплексов, как Себльявр и Ковдор, в которых сохранилась большая часть магматического резервуара, могут быть реконструированы его геометрические параметры. Данные по этим интрузиям позволяют предположить, что соотношение первоначальной высоты камер к их диаметрам составляло 2:1, а вертикальная протяженность резервуаров достигала, по-видимому, 15-20 км (рис. 3).

Исходя из данных по глубинному строению интрузий, для каждой из них вычислялись объемы собственно приповерхностной магматической камеры, эродированной части, подводящего канала, соединяющего зону магмогенерации и приповерхностный магматический резервуар. Результаты расчетов приведены в табл. 1. При этом предполагается, что промежуточные магматические очаги, располагающиеся в коре либо верхней мантии, отсутствуют. Косвенным доказательством этому являются изотопные данные [Арзамасцев и др., 1998б; Kramm and Kogarko, 1994], свидетельствующие об незначительной роли коровой контаминации, которая наблюдалась бы в случае длительного пребывания мантийных расплавов в условиях коровых очагов.

Поскольку большинство интрузий, как свидетельствуют геологические наблюдения и результаты плотностного моделирования, имеют концентрически-зональное строение, то при вычислении объема магматических камер в качестве приемлемой аппроксимации их форм принимался усеченный конус (рис. 4). Параметрами аппроксимирующей формы являлись:

1) Высота магматической камеры, оцениваемая по данным плотностного моделирования как расстояние от поверхностного эрозионного среза до уровня области перехода к подводящему каналу (h₁ );

2) Радиус интрузии на уровне поверхности (R₁ ), определяемый по вычисленной площади массива. Площадь массива, а также площади распространения разновидностей пород вычислены на основе картографических данных [Кухаренко и др., 1965, 1971].

3) Радиус дна камеры на уровне ее перехода в подводящий канал, оцененный по результатам трехмерного плотностного моделирования (R₂ ). Для интрузий линзовидной формы для расчета объема оценивался максимальный диаметр камеры (R₃ ). В этом случае объем вычислялся как сумма объемов двух усеченных конусов (рис. 4).

4) Учитывая, что полный объем магматической камеры включает и ту ее часть, которая была удалена в результате эрозии, объем эродированной части вычислен с учетом радиуса интрузии у поверхности (R₁ ), радиуса апикальной части, произвольно принимаемого как 0,25 R₁, и высоты h₂, оцениваемой как разность высоты гипотетической карбонатитовой интрузии (15 км) [Arzamastsev et al., 2000a] и высоты магматической камеры h₁.

5) Объемы подводящих каналов интрузий вычислены по формуле для цилиндрических тел диаметром, составляющим 0,25 донного диаметра интрузии и протяженностью (высотой h₃ ) равной расстоянию от дна магматической камеры до зоны магмогенерации, располагающейся, по оценкам [Арзамасцев, Дальгрен, 1993], на глубине около 55 км.

Оценка объемов пород, слагающих интрузии (дунитов, пироксенитов, мелилитолитов, фоидолитов, карбонатитов), произведена на основе их соотношений на поверхностном эрозионном срезе (табл. 2) с учетом данных плотностного моделирования. Для отдельных интрузий (Сокли) учтено присутствие в невскрытой части массива силикатных пород. Принято, что подводящий канал заполнен породой, отвечающей по составу оливиновому мельтейгит-порфиру. Последний, согласно исследованиям [Арзамасцев, Арзамасцева, 1990; Кочурова, Иваников, 1976; Кухаренко и др., 1971], отвечает среднему составу щелочно-ультраосновной провинции.

С учетом принятой аппроксимации формы щелочных интрузий, оценка погрешности расчетов их объемов не превышает 10-15% для магматических камер и примерно 30% для зоны подводящего канала и эродированной части. Вычисленный суммарный объем всех карбонатитовых интрузий провинции, включающий объем приповерхностной камеры, объем подводящего канала, объем эродированной части, примерно составляет 4000 1000 км³.

3.2. Хибинский и Ловозерский комплексы

В основу расчета объемов положены следующие геологические материалы о строении Хибинского и Ловозерского комплексов на уровне современного эрозионного среза (рис. 5) и геофизические интерпретационные данные, полученные в результате трехмерного плотностного моделирования [Арзамасцев и др., 1998а].

1. Юго-восточный, южный и западный контакты Ловозерского плутона в зоне развития нефелиновых сиенитов до глубины 4 км субвертикальны, на более глубоких горизонтах с уровня 8-10 км наблюдается их выполаживание (рис. 6). Северный и северо-западный контакты имеют более пологое залегание: у поверхности угол падения варьирует в пределах 50-60^o, ниже, на глубине 4-5 км, - 30-40^o. На еще более глубоких уровнях положение контакта субвертикально до глубины 9-10 км.

2. Ловозерский плутон на глубине более 2 км состоит из двух зон, различающихся по плотности (рис. 6). Юго-западная зона, сложенная породами с плотностью 2660-2750 кг/м³, отвечающей плотности нефелиновых сиенитов. В центральной части плутона, в районе озера Сейдявр установлена локальная отрицательная плотностная аномалия, отвечающая телу щелочных и анальцимовых сиенитов с плотностью 2580-2630 кг/м³. Именно в этом районе наиболее вероятно расположение подводящего канала нефелин-сиенитовой интрузии. Северо-восточная зона образована породами с плотностью, превышающей 2800 кг/м³. Согласно наблюдениям на поверхности и данным бурения, в верхней части зону слагают останцы щелочных вулканитов ловозерской толщи девонского возраста, а также щелочно-ультраосновные породы, аналогичные известным в Хибинском массиве [Арзамасцев и др., 1998а].

3. Конически-кольцевое строение Хибинского плутона сохраняется в пределах доступных для наблюдений глубин 12,5 км. Восточный контакт в зоне развития карбонатитового штока субвертикален до глубин 3-4 км и имеет тенденцию к резкому выполаживанию на глубине 4-5 км. Западный и южный контакты имеют падение к центру под углом 65-70^o до глубины 4 км. В интервале 4-6 км положение контакта более пологое (30^o), но ниже уровня 7 км угол падения контакта увеличивается до 50-60^o.

4. Полученные данные свидетельствуют о более широком распространении в пределах Хибинского плутона щелочно-ультраосновных пород по сравнению с известными находками [Галахов, 1975]. Как показывают данные плотностного моделирования, бурением вскрыты лишь верхи крупной зоны развития щелочных ультрамафитов, отвечающей положительной плотностной аномалии и протягивающейся в пределах всего северного сектора массива (рис. 6). Скважинами, пройденными в хибинитах, пересечены значительные по мощности зоны, сложенные ксенолитами перидотитов, пироксенитов, мелилитолитов, ультраосновных фоидолитов. В западном секторе плутона, где по данным Сняткова и др. [1986] отмечены совмещенные аномалии гравитационного и магнитного полей, выявлена крупная зона щелочных ультрамафитов, протягивающаяся на 15 км и пространственно тяготеющая к контакту массивных и трахитоидных хибинитов. В отличие от северной зоны, анализ структуры юго-западной части так называемой "ийолит-уртитовой дуги" показывает отсутствие на нижних уровнях положительных плотностных аномалий, что подтверждает установленную бурением тенденцию к выклиниванию интрузии ийолитов-мельтейгитов на глубине примерно 3 км.

Таким образом, результаты трехмерного плотностного моделирования позволяют определить строение Хибинского и Ловозерского комплексов до глубины около 12 км, что достаточно для оценки общих объемов магматических резервуаров этих плутонов и объемных соотношений слагающих их пород. Учитывая кольцевое в плане строение интрузий, их общий объем может быть аппроксимирован как сумма объемов усеченных конусов, для которых известны радиусы R₁ -R _n и высоты h₁ -h _n (рис. 6). Расчет соотношений пород в общем объеме произведен на основе плотностного моделирования в пределах оконтуренной области для Хибинского и Ловозерского комплексов до глубины соответственно 10,1 и 11,9 км. Результаты расчетов приведены в табл. 3. Априорно принято, что радиусы подводящих каналов интрузий составляют для Хибин 3 км и для Ловозера 1 км, что примерно составляет 10% от поверхностного диаметра интрузии. Каналы имеют протяженность, равную расстоянию от дна магматической камеры до зоны магмогенерации, располагающейся, по оценкам [Арзамасцев, Дальгрен, 1993], на глубине 55 км. Учитывая проведенные оценки степени эрозии [Вировлянский, 1975], которая не превышала первых километров, а также наблюдаемые в Хибинском и Ловозерском комплексах многочисленные останцы осадочно-вулканогенных образований, слагавших кровлю плутонов, можно полагать, что доля эродированных пород в общем объеме интрузий составляла примерно 10%.

С учетом принятой аппроксимации формы Хибинского и Ловозерского массивов, оценка погрешности расчетов их объемов не превышает 10% для магматических камер, 30% для зоны подводящего канала и 40% для эродированной части. Вычисленный суммарный объем Хибинского и Ловозерского массивов, включающий объем приповерхностной камеры, объем подводящего канала, объем эродированной части, примерно составляет 9100 1400 км³ и 1600 250 км³ соответственно.

4. Составы первичных магм палеозойского этапа тектоно-магматической активизации

Основу для расчета средневзвешенных концентраций микроэлементов составляют геохимические данные, полученные в результате опробования главных разновидностей пород, слагающих проявления палеозойского магматизма в Кольском регионе. Расчет средневзвешенных содержаний петрогенных элементов выполнен на основе базы петрохимических данных, включающей материалы по Хибинскому (1070 - в скобках число использованных в расчете анализов) и Ловозерскому (280) массивам, карбонатитовым интрузиям Кольского региона (360), вулканитам ловозерской и контозерской свит (230), а также палеозойским дайкам и трубкам взрыва (350). Расчет средних содержаний микроэлементов выполнен на основе 116 определений в представительных пробах пород перечисленных выше объектов. Отдельные химические анализы пород приведены в табл. 4, 5, 6, 7, 8, 9, 10, и 11.

Процедура расчета средневзвешенного состава первичных магм состояла из вычисления средних содержаний элементов для каждой разновидности пород и последующего расчета концентрации элементов с учетом занимаемых породой объемов и их плотности. Помимо средних составов щелочно-ультраосновной и фонолитовой серий вычисления проведены для Хибинского и Ловозерского массивов (табл. 12). Определение состава этих комплексов предпринимались и ранее, в том числе с применением прецизионных методов [Буссен, Сахаров, 1972; Герасимовский и др., 1966; Кухаренко и др., 1971]. Современные данные о возрасте, геологическом строении и геохимии Хибин и Ловозера позволяют предположить, что они сложены производными породами двух серий - щелочно-ультраосновной и фонолитовой [Арзамасцев и др., 1998а; Галахов, 1988]. С этих позиций ранее вычисленный средний состав Хибинского комплекса [Кухаренко и др., 1971] не дает представления о составе исходных расплавов этого уникального геологического объекта. Кроме того, полученные нами оценки среднего состава Хибин и Ловозера (табл. 12) существенно отличаются от выполненных определений [Кухаренко и др., 1971], поскольку в расчете средневзвешенного состава был учтен значительный объем пород щелочно-ультраосновной серии, залегающих на глубине более 2 км в северной части Хибинского и в северо-восточной части Ловозерского массивов. В результате химический состав обоих массивов смещен в сторону большего содержания фемических компонентов, а также P, Cr, Ni, Co, Sc, V.

Первичные магмы щелочно-ультраосновной серии.

Для повышения достоверности оценки среднего состава щелочно-ультраосновных магм вычисленный средневзвешенный состав щелочно-ультраосновных интрузий был сопоставлен с составами одновозрастных пород провинции, представляющими наиболее примитивные мантийные выплавки. Характеристиками, определяющими принадлежность магм к наиболее примитивным и наименее дифференцированным мантийным расплавам, являются: 1) степень магнезиальности #mg > 68, что отвечает экспериментальным данным по магнезиальности первичных мантийных выплавок [Eggler, 1989]; 2) относительно высокие содержания Ni и Cr; 3) минералогические и петрографические свидетельства мантийного происхождения пород, проявляющиеся в присутствии мантийных нодулей и/или ксенокристов высокобарических фаз (хромдиопсид, хромсодержащий магнезиальный гранат, хромит).

Наиболее вероятные кандидаты, приближающиеся по составу к первичным магмам щелочно-ультраосновной серии Кольского региона, присутствуют среди палеозойских вулканитов и даек, формирование которых, соответственно, предшествовало и следовало за образованием интрузий в течение периода 405-360 млн лет [Арзамасцев и др., 1998б; Kramm et al., 1993]. Выделены следующие группы пород:

1. Щелочно-ультраосновные вулканиты ловозерской и контозерской свит, относящиеся к наиболее ранним проявлениям палеозойского этапа магматизма в регионе. Слагающие толщу щелочные пикриты и анкарамиты характеризуются #mg = 0,72-0,81, Ni = 160-520 ppm, Cr = 143-1100 ppm, Co = 21-100 ppm. В отдельных образцах встречены ксенокристы хромистого диопсида.

2. Оливиновые и пироксеновые мельтейгит-порфиры, присутствующие в сателлитах крупных карбонатитовых интрузий и сформировавшихся в течение главного этапа магматической активности. Несмотря на широкое распространение этих пород в разных частях Кольского полуострова (Турий Мыс, Ивановка, Озерная Варака), мельтейгит-порфиры имеют невысокие вариации содержаний петрогенных и микроэлементов (табл. 4, 5). За исключением образцов из Озерной Вараки, обнаруживающих признаки фракционирования, мельтейгит-порфиры характеризуются #mg = 67-76, Ni = 140-610 ppm, Cr = 310-820 ppm.

3. Дайки и трубки взрыва оливиновых меланефелинитов распространены по всей территории Кольского полуострова и концентрируются в обрамлении щелочных интрузий. Геологические данные указывают на то, что они сформировались в течение завершающей фазы магматической активности. Большинство даек слабо дифференцированы, на что указывает присутствие в них нодулей и ксенокристов мантийного происхождения [Арзамасцев, Беляцкий, 1999], которые могли сохраниться только в условиях относительно быстрого подъема нефелинитовых расплавов из зоны магмогенерации. Исходя из этого, разновидности оливиновых меланефелинитов из трубки взрыва Намуайв в Хибинах (Обр. 1635/297.8) по степени магнезиальности и содержанию Ni и Cr могут быть сопоставимы с наиболее примитивными мантийными выплавками.

Таким образом, предполагается, что указанные выше три группы пород в наибольшей степени отвечают первичным магмам, сформировавшимся в течение относительно короткого периода магматической активности в северо-восточной Фенноскандии.

Спектры РЗЭ всех разновидностей выделенных групп представлены на графике (рис. 7а). Коэффициенты разделения (La/Yb)_N варьируют в пределах 28,4 и 53,4, причем наблюдается закономерное увеличение (La/Yb)_N от ранних (вулканогенных) образований к наиболее поздним (дайковым) проявлениям магматизма. Сравнение со средневзвешенным составом плутонических щелочно-ультраосновных пород провинции, вычисленным с учетом геофизических данных, показывает близость содержаний РЗЭ таковым в мельтейгит-порфирах, что подтверждает ранее высказанное предположение о близости этих пород среднему составу щелочно-ультраосновных комплексов [Кухаренко и др., 1971].

В отличие от РЗЭ, изменения в содержаниях остальных микроэлементов более существенны (рис. 7b), что связано, во-первых, с вариациями в распределении таких акцессорных фаз, как апатит (P, Sr) и перовскит (Ti, Nb, Ta, Th) и, во-вторых, с большей подвижностью в щелочной среде литофильных элементов (Li, Rb). Тем не менее, в породах инициальной, главной и заключительной фаз магматизма наблюдается закономерность, которая проявляется в постепенном увеличении концентраций большинства некогерентных элементов в проявлениях поздних стадий активизации. Таким образом, проведенное сопоставление показывает, что вычисленные с учетом геофизических данных средневзвешенные значения содержаний большинства микроэлементов в плутонических щелочно-ультраосновных породах в целом находятся в интервале значений, определенных в наиболее примитивных расплавах щелочно-ультраосновной серии провинции, и наиболее близки таковым в оливиновых мельтейгит-порфирах.

Первичная магма фонолитовой серии.

Поскольку производные фонолитовых магм присутствуют только в составе Хибинского и Ловозерского комплексов, основу для расчета среднего состава фонолитовой магмы составляют, с одной стороны, данные опробования всех разновидностей агпаитовых сиенитов из этих интрузий, и, с другой, результаты трехмерного плотностного моделирования, позволяющие произвести расчет средневзвешенных значений микроэлементов. Полученные результаты приведены в табл. 12. Фонолитовый расплав характеризуется высоким коэффициентом агпаитности (Na+K)/Al = 1,09, а также значительно более высокими по сравнению со средним составом щелочно-ультраосновных магм концентрациями крупноионных литофильных и высокозарядных элементов. Сравнение рассчитанного средневзвешенного состава фонолитового расплава с составами фонолитов из даек обрамления Ковдорского, Вуориярвинского, Ивановского массивов затруднительно, поскольку последние обнаруживают значительные вариации содержаний большинства микроэлементов.

5. Оценка состава палеозойской мантии

Данные по концентрациям петрогенных и микроэлементов в породах Кольской провинции открывают возможность оценить состав мантии, которая была активизирована в палеозойское время и явилась источником щелочных расплавов. Накопленные к настоящему времени данные по оценке состава мантии, РТ параметрам магмогенерации, фазовым равновесиям при высоких давлениях, а также коэффициентам распределения микроэлементов, позволяют получить корректные результаты не только при моделировании условий образования коматиитовых расплавов [Вревский, 2000; Herzberg and Zhang, 1997; Walter, 1998; Wei et al., 1990], но и при плавлении умеренно обогащенных мантийных субстратов [McKenzie and O'Nions, 1991; Niu and Heikinian, 1997; Pickering-Witter and Johnston, 2000; Walter et al., 1995].

Известно, что концентрация микроэлемента в расплаве C_L является функцией следующих переменных: (1) концентрации элемента в исходном субстрате Co (вес.%); (2) степени плавления F (доля расплава по отношению к исходному субстрату); (3) типа плавления (парциальное, фракционное и др.); (4) количества участвовавших в процессе плавления минеральных фаз; (5) коэффициентов распределения D минерал-расплав. В качестве исходного субстрата, подвергавшегося плавлению, могут быть рассмотрены составы примитивной мантии [Hofmann, 1988] и деплетированной мантии [McDonough and Sun, 1995], а также обогащенной несовместимыми элементами метасоматизированной мантии. Поскольку содержания элементов в деплетированной мантии и примитивной мантии вычислены из состава хондрита CI [Evensen et al., 1978] и составляют соответственно 1,5 и 2,51, результаты моделирования одинаково применимы для обоих составов, отличаясь лишь общим уровнем обогащения выплавок некогерентными элементами. Во всех моделях в качестве исходного мантийного субстрата принят состав примитивной мантии (табл. 13, 14). В расчетах использованы коэффициенты распределения оливина и ортопироксена по [Beattie, 1994], клинопироксена по [Johnson, 1998] и граната по [Johnson, 1998; Prinzhofer and Allegre, 1985] (табл. 13, 14). Значения коэффициентов распределения амфибола взяты из сводки [White, 1997].

Расчет концентраций элементов в продуктах парциального плавления C_L произведен по стандартным формулам [Rollinson, 1993]:

где D₀ - валовый коэффициент распределения в исходном мантийном субстрате до плавления, а P - валовый коэффициент распределения, вычисленный для минералов, образующих расплав.

Расчет состава рестита C_S:

Модели релеевского фракционного плавления рассчитаны по формулам

соответственно для дериватов и рестита.

Оценки РТ условий генерации нефелинитовых расплавов Кольской провинции по мантийным ксенолитам [Арзамасцев, Дальгрен, 1993] показывают, что образование щелочно-ультраосновных магм могло происходить в условиях мантийных фаций шпинелевых и гранатовых лерцолитов. Ниже приведены расчеты моделей плавления:

1) Нормальной примитивной мантии (табл. 13, 14), отвечающей по составу шпинелевому или гранатовому перидотиту;

2) Обогащенной мантии концентрации элементов, в которой в 3 раза превышают таковые в примитивной мантии. Рассмотрены варианты плавления шпинелевого и гранатового перидотита, содержащих амфибол и флогопит.

5.1. Модели плавления нормальной примитивной мантии

В данном варианте рассмотрено плавление примитивной мантии состава (Ol_0,578 + Opx_0,27 + Cpx_0,119 + Spl_0,033 ) [McKenzie and O'Nions, 1991] в интервале плавления 0,1-15%, для которого состав расплавов и комплементарных реститов в интервале устойчивости шпинели [Robinson and Wood, 1998; Walter et al., 1995] (давления 1,5-2,8 GPa) определяется котектикой Ol_0,10 + Opx_0,15 + Cpx_0,55 + Spl_0,20. Полученные составы расплавов (рис. 8), в отличие от средних составов для Кольской провинции, характеризуются низким содержанием легких РЗЭ и слабо фракционированным характером распределения (La/Yb)_N< 9, которое контролируется долей растворяющегося клинопироксена. Наибольшие отличия наблюдаются в распределении тяжелых РЗЭ, для которых, при общем повышенном содержании, имеет место крайне слабая степень фракционирования (Sm/Yb) _N< 2. Аналогичные результаты получены и для варианта фракционного плавления.

Плавление гранатового перидотита.

Условия плавления мантийного субстрата состава (Ol_0,60 + Opx_0,20 + Cpx_0,08 + Grt_0,12 ) [McKenzie and O'Nions, 1991] предполагают более высокое давление ( > 2,8 GPa), при котором в интервале плавления 0,1-15% состав расплавов и комплементарных реститов определяется котектикой Ol_0,05 + Opx_0,05 + Cpx_0,36 + Gr_0,54. Следует отметить, что определение котектических соотношений при разных РТ представляет сложную задачу и может быть оценено весьма приближенно [Walter et al., 1995]. Вместе с тем, поскольку для низких степеней плавления, при которых распределение микроэлементов между выплавкой и реститом происходит в соответствии с их собственными D, состав котектики не играет существенной роли.

В отличие от варианта со шпинелью, как парциальное, так и фракционное плавление гранатового перидотита дает выплавки, характеризующиеся высокой степенью фракционирования РЗЭ (La/Yb) _N = 50-130 (F=0,1-0,5%) (рис. 9a, b). Сравнение с составом первичных магм Кольской провинции показывает подобие распределения РЗЭ составам выплавок низких степеней плавления (F=0,1-1,0%), однако предельное общее содержание РЗЭ в моделях плавления "нормальной" примитивной мантии (т.е. при F 0%) в несколько раз ниже наблюдаемого в расплавах провинции. Особенностью данной модели является подобие состава рестита, полученного при 1% плавлении составу деплетированной мантии по [McKenzie and O'Nions, 1991].

Модели парциального и фракционного плавления рассеянных элементов (рис. 9c, d) характеризуются более высокими вариациями, что связано, по-видимому, с большей подвижностью ряда элементов и менее точными определениями коэффициентов распределения. Тем не менее, полученные данные для большинства микроэлементов аналогичны таковым для РЗЭ и обнаруживают существенное превышение содержаний Nb, Ta, Zr, Hf и Y в кольских первичных расплавах по сравнению с предельными содержаниями в модельных расплавах низких степеней плавления.

5.2. Модели плавления обогащенной метасоматизированной мантии

Поскольку описанные выше модели показали малую вероятность получения обогащенных несовместимыми элементами расплавов, близких по содержаниям наблюдаемым в первичных магмах Кольской провинции, из расплавов, продуцируемых нормальной примитивной мантией, в данном варианте произведен расчет плавления мантийного субстрата, содержания в котором в n раз превышают таковые в примитивной мантии.

В данном варианте моделировалось плавление амфиболсодержащего шпинелевого перидотита Ol_0,59 + Opx_0,21 + Cpx_0,10 + Spl_0,05 + Amph_0,05, близкого по минеральному составу мантийной породе из трубки взрыва в Хибинах [Арзамасцев, Дальгрен, 1993]. На графиках (рис. 10a, b) наблюдается существенное отличие в распределении РЗЭ в модельных выплавках по сравнению с наблюдаемым распределением в породах Кольской провинции. Расплавы, полученные как при парциальном, так и при фракционном плавлении трехкратно обогащенной примитивной мантии, дают слабо фракционированные спектры в области Sm-Lu (Sm/Yb) _N< 1,8. Распределение других рассеянных элементов (рис. 10c, d) показывает, что при плавлении субстрата данного состава не могут быть достигнуты концентрации Rb и Nb, наблюдаемые в первичных магмах провинции.

Плавление гранатового перидотита.

Нами проведен расчет вариантов плавления для двух составов Ol_0,59 + Opx_0,20 + Cpx_0,08 + Grt_0,08 + Phlog_0,05 и Ol_0,59 + Opx_0,20 + Cpx_0,08 + Grt_0,08 + Phlog_0,02 + Amph_0,03. Возможность существования подобных минеральных ассоциаций определяется стабильностью флогопита и/или амфибола в присутствии граната и клинопироксена в условиях мантии. К. Сато с соавторами [Sato et al., 1997] доказана стабильность флогопита в гранатовом гарцбургите в условиях субкратонной мантии вплоть до давлений 5GPa, что позволило предположить образование флогопита как вторичного минерала, образовавшегося в результате реакции граната с поднимающимся метасоматизирующим потоком. Ранее предполагалось [Dawson and Smith, 1982], что поскольку стабильность амфибола в условиях мантии ограничена узким интервалом давлений, отвечающих шпинелевой фации глубинности, этот минерал, в отличие от флогопита, не может являться основным вместилищем некогерентных элементов в глубинных зонах мантии. Однако, как показали [Niida and Green, 1999], стабильность паргаситового амфибола зависит от валового содержания Na₂ O+K₂O в мантийном субстрате: при T=1000^o C и 0,33 вес.% Na₂ O+K₂O она ограничена давлениями 2,6 GPa, при 1,17 вес.% Na₂O+K₂O она повышается до 2,9-3,0 GPa, распространяясь, таким образом, на поле стабильности граната. Кроме того, было обнаружено [Niida and Green, 1999], что содержание Na₂O в паргасите также является функцией давления. Приведенные выше расчеты составов выплавок необогащенной примитивной мантии показывают, что при низких степенях плавления ( F =0,1-0,5%) содержание одного только K₂O достигает значений 0,5-1,1 вес.%. С другой стороны, паргасит из ксенолитов гарцбургитов Хибин содержит 2,91-3,10 вес.% Na₂ O. Таким образом, можно полагать, что в мантийных условиях, отвечающих РТ магмогенерации в Кольской провинции, допустимо присутствие субстрата, содержащего не только флогопит, но и амфибол.

На графиках распределения РЗЭ (рис. 11a, b) наблюдается соответствие реального состава первичной магмы Кольской провинции расплавам, полученным при плавлении обогащенного мантийного субстрата, содержащего в своем составе, помимо оливина, ортопироксена, клинопироксена и граната, флогопит (до 5%), либо флогопит (2%) и амфибол (3%). Наиболее близкие расчетным результаты получены при 0,3-0,5% фракционном плавлении флогопит-амфиболового перидотита (рис. 11b), в диапазоне составов которых располагается состав кольских расплавов. Результаты моделирования концентраций остальных рассеянных элементов (рис. 11c, d), как и во всех описанных выше моделях, дают широкий разброс значений, позволяющий лишь предполагать появление кольских расплавов в результате низких степеней частичного плавления флогопит-амфиболового перидотита ( < 1%). Вместе с тем, представляет интерес наличие отрицательной аномалии Р и Ti в первичных расплавах Кольской провинции, что указывает на возможное присутствие в исходном мантийном субстрате апатита и перовскита. Особо следует отметить высокие содержания кольских первичных магмах Nb, Ta, Zr и Hf, значительно (5-10 раз) превышающие предельные концентрации в модельных выплавках обогащенной мантии.

6. Обсуждение результатов

6.1. Состав и условия генерации первичных магм

Вычисленные средневзвешенные содержания редкоземельных элементов в первичных щелочно-ультраосновных магмах Кольской провинции соответствуют значениям для отдельных разновидностей наиболее примитивных расплавов региона [Beard et al., 1998; Ivanikov et al., 1998; Rukhlov, 1997] и отвечают средним содержаниям как в щелочных лампрофирах [Rock, 1987], так и в наиболее примитивных меланефелинитовых расплавах других щелочных провинций [Le Bas, 1987; Rock, 1987]. Данные по остальным рассеянным элементам показывают, как было установлено ранее Л. Н. Когарко [Когарко, 1984], значительное обогащение среднего состава фонолитовых мантийных магм Кольской провинции Nb, Ta, Zr и Hf (рис. 12а), Вместе с тем, в примитивных щелочно-ультраосновных расплавах региона положительная аномалия высокозарядных элементов не выявлена.

Сравнение с наименее дифференцированными составами Маймеча-Котуйской провинции [Arndt et al., 1995, 1998] (рис. 12b) обнаруживает, что распределение микроэлементов в кольских щелочно-ультраосновных расплавах близко таковому в щелочных пикритах и меланефелинитах. В примитивных расплавах обеих провинций наблюдается отрицательная К аномалия, что, вероятно, связано, с учетом невысоких содержаний Rb, с фракционированием на предшествующих излиянию этапах калийсодержащей фазы, которой являлся, по-видимому, флогопит. Проведенные модельные расчеты показывают невозможность получения богатых некогерентными элементами первичных расплавов Кольской провинции из состава примитивной мантии даже при предельно низких степенях плавления, поэтому наиболее вероятен вариант плавления обогащенного мантийного субстрата, состав которого был изменен в результате процессов мантийного метасоматоза. Учитывая оценки, полученные для Маймеча-Котуйской провинции [Arndt et al., 1998], а также модельные расчеты условий плавления карбонатитовых магм [McKenzie and O'Nions, 1991], нами принято, что степень обогащения субстрата могла в 3 раза превышать средние содержания несовместимых элементов в примитивной мантии.

Существование обогащенного мантийного субстрата наиболее вероятно связано с процессами плюм-литосферного взаимодействия, в результате которых образуются обширные зоны метасоматизированной мантии. Согласно данным, полученным при изучении мантийных ксенолитов, минеральный состав мантии в зонах глубинного метасоматоза отличается присутствием, помимо оливина, ортопироксена, клинопироксена, шпинели и граната, таких фаз, как амфибол, флогопит, рутил, ильменит, апатит [Haggerty, 1995; Konzett et al., 2000]. Для областей развития щелочного магматизма имеются многочисленные свидетельства существования зон метасоматизированной мантии [Bailey, 1987; Wyllie, 1995; Yaxley et al., 1998] и Кольская щелочная провинция не является в этом плане исключением [Tolstikhin et al., 1999]. Прямое доказательство существования зон мантийного метасоматоза в регионе - находки ксенолитов шпинелевых гарцбургитов в трубке взрыва в Хибинском массиве, содержащих паргасит и флогопит [Арзамасцев, Дальгрен, 1993].

Приведенное выше моделирование поведения микроэлементов при плавлении в разной степени обогащенных мантийных субстратов, имеющих различный минеральный состав, показывает, что возникновение примитивных расплавов Кольской провинции связано с предельно низкими степенями плавления субстрата (0,3-0,5%), отвечающего по составу флогопитсодержащему (  амфибол) лерцолиту, в условиях гранатовой мантийной фации глубинности ( > 2,8 GPa). Полученные степени плавления (  0,3%), при заданных нами РТ параметрах, в целом соответствуют расчетам, моделирующим плавление метасоматизированной мантии при процессах плюм-литосферного взаимодействия [White and McKenzie, 1995].

6.2. Объем зоны магмогенерации в палеозое в северо-восточной части Балтийского щита

Проведенные расчеты позволяют приближенно оценить общий объем расплавов, которые были генерированы в период палеозойской тектоно-магматической активизации. Вычисленный объем (15100 2700 км ³ ) включает магматические системы Хибинского (9100 1400 км ³ ), Ловозерского (1600 250 км ³ ) комплексов, щелочно-ультраосновных интрузий (4000 1000 км ³ ), а также дайковых образований (400 200 км ³ ). Экспериментальные данные показывают, что генерация таких обогащенных некогерентными элементами нефелинитовых расплавов могла происходить при низких степенях плавления мантийного субстрата, не превышающих 3-5% [Edgar, 1987; McKenzie, 1984]. Одним из главных факторов, контролирующих минимальный объем мантийной выплавки, является ее способность к отделению от матрицы, зависящая, главным образом, от содержания летучих компонентов [Maaloe, 1998]. Для нефелинитовых расплавов, содержащих значительную долю H ₂ O и CO ₂ [Schiano et al., 1998; Wyllie, 1995], объем мантийной выплавки может составлять менее 1%. Исходя из вычисленного объема палеозойских магм, общий объем подвергшегося частичному плавлению мантийного субстрата мог составлять от 3 до 5 млн км³ при соответственно 0,3% и 0,5% степенях плавления. Очевидно, что полученные оценки объемов зоны магмогенерации являются минимальными, поскольку в расчете включены объемы мантийных выплавок, проявления которых зафиксированы на уровне эрозионного среза. Вместе с тем, учитывая уникальные черты образуемых щелочными интрузиями геофизических аномалий, идентификация которых позволяет обнаружить проявления щелочного магматизма до глубин основания нижней коры, можно полагать, что в расчетах не учтены расплавы, не достигшие поверхности и законсервированные непосредственно в зоне девонской палеомагмогенерации.

Имеющиеся данные по Кольской провинции показывают, что область латерального распространения щелочного магматизма в северо-восточной части Балтийского щита ограничена окружностью диаметром около 400 км, отвечающему расстоянию между массивами Сокли на западе и Ивановка на востоке (рис. 1). С другой стороны, имеющиеся оценки РТ условий образования нефелинитовых расплавов по глубинным ксенолитам [Арзамасцев, Дальгрен, 1993], а также геофизические данные по положению границы Мохо [Строение литосферы..., 1993] позволяют представить зону палеозойской магмогенерации в виде цилиндрического объема радиусом 200 км. Нижняя граница области плавления, в зависимости от степени плавления (0,3% до 0,5%) может располагаться соответственно на уровне от 80 до 120 км, что отвечает РТ условиям мантийной фации гранатовых лерцолитов (рис. 13). Положение нижней границы зоны магмогенерации для нефелинитовых расплавов контролируется РТ параметрами фазового перехода графит-алмаз, отвечающего для условий Балтийского щита глубинам 140-160 км [Kennedy and Kennedy, 1976; Kukkonen and Peltonen, 1999].

Полученные оценки согласуются с данными по размерам и масштабам развития плюмов [Leitch et al., 1998], период магматической активности которых составляет 10-30 млн лет. В частности, как показано А. Ф. Грачевым [Грачев, 2000b], вычисленные размеры палеозойского плюма близки по масштабам проявлениям плюмового магматизма в Гренландии, Колумбии и Аравийском полуострове.

7. Заключение

Проведенное исследование, базирующееся на геофизических и геохимических данных и модельных построениях, позволило определить следующие характеристики палеозойского магматизма в северо-восточной части Балтийского щита:

1. Установлено, что объем расплавов, которые были генерированы в период палеозойской тектоно-магматической активизации составляет не менее 15000 2700 км ³. Общий объем подвергшегося плавлению в период 380-360 млн лет мантийного субстрата мог составлять от 3 до 5 млн км ³, что соответствует области активизированной мантии мощностью 40 км, располагавшейся под всей областью распространения Кольского щелочного магматизма.

2. Вычисленный средневзвешенный состав первичных магм Кольской провинции показывает его близость среднему составу оливинового меланефелинита и отвечает составу наиболее примитивных выплавок, обнаруженных в составе вулканических образований и малых интрузий региона. Установлено значительное обогащение среднего состава фонолитовых расплавов Nb, Ta, Zr и Hf, в то время как в примитивных щелочно-ультраосновных расплавах региона положительная аномалия высокозарядных элементов не выявлена.

3. Моделирование поведения микроэлементов при плавлении в разной степени обогащенных мантийных субстратов, имеющих различный минеральный состав, показало: (а) невозможность получения первичных расплавов Кольской провинции из состава примитивной мантии даже при предельно низких степенях плавления; (б) маловероятность генерации щелочных расплавов провинции при РТ условиях, отвечающих полю стабильности шпинели; (в) вероятность возникновения примитивных расплавов Кольской провинции в результате низких степеней плавления субстрата (0,3-0,5%) в условиях гранатовой мантийной фации глубинности, степень обогащения которого в 3 раза превышала средние содержания несовместимых элементов в примитивной мантии; (г) вероятность плавления мантийного субстрата, состав которого отвечал флогопитсодержащему (  амфибол) гранатовому лерцолиту.

Благодарности

Литература

Арзамасцев А. А., Арзамасцева Л. В., Недифференцированные исходные расплавы щелочно-ультрамафитовой серии Кольского региона: минералого-геохимические признаки, Минералогия щелочных пород Карелии и Кольского п-ова и связанных с ними м-й, c. 111-131, Петрозаводск, 1990.

Арзамасцев А. А., Дальгрен C., Глубинные минеральные ассоциации в породах даек и трубок взрыва Балтийского щита, Геохимия, (8), 1132-1142, 1993.

Арзамасцев А. А., Арзамасцева Л. В., Глазнев В. Н., Раевский А. Б., Глубинное строение и состав нижних горизонтов Хибинского и Ловозерского комплексов, Кольский полуостров, Россия: петролого-геофизическая модель, Петрология, 6, (5), 478-496, 1998а.

Арзамасцев А. А., Арзамасцева Л. В., Беляцкий Б. В., Щелочной вулканизм инициального этапа палеозойской тектоно-магматической активизации северо-востока Фенноскандии: геохимические особенности и петрологические следствия, Петрология, 6, (3), 316-336, 1998б.

Арзамасцев А. А., Беляцкий Б. В., Эволюция мантийного источника Хибинского массива по данным Rb-Sr и Sm-Nd изучения глубинных ксенолитов, Доклады АН, 366, (3), 387-390, 1999.

Буссен И. В., Сахаров А. С., Петрология Ловозерского щелочного массива, 296 c., Наука, Л., 1972.

Вировлянский Г. М., Влияние глубины становления и эрозионного среза Хибинского и Ловозерского массивов на их апатитоносность, Изв. АН СССР, сер. геол., (11), 90-98, 1975.

Вревский А. Б., Петрология коматиитов, изотопно-геохимическая эволюция верхней мантии и геодинамика архейских зеленокаменных поясов, Дисс. соиск. доктора геол.-мин. наук, СПбГУ, 316 с., 2000.

Галахов А. В., Петрология Хибинского щелочного массива, 256 c., Наука, Л., 1975.

Галахов А. В., Хибинский щелочной массив - сложный полиочаговый интрузив центрального типа, Доклады АН СССР, 302, (3), 673-675, 1988.

Герасимовский В. И., Волков В. П., Когарко Л. Н., Поляков А. И., Сапрыкина Т. В., Балашов Ю. А., Геохимия Ловозерского щелочного массива, 396 c., Наука, Москва, 1966.

Грачев А. Ф. (ред.), Новейшая тектоника, геодинамика и сейсмичность Северной Евразии, 487 c., "Пробел", Москва, 2000а.

Грачев А. Ф., Мантийные плюмы и проблемы геодинамики, Физика Земли, (4), 3-37, 2000б.

Когарко Л. Н., Неоднородность верхней мантии Земли и щелочной магматизм, 27-ой Межд. геол. конгресс, Москва, 4-14 авг. 1984, Докл. т. 11, сек. С.11, Геохимия и космохимия, c. 157-164, Москва, 1984.

Кочурова Т. Л., Иваников В. В., О природе оливиновых мельтейгит-порфиров Турьего полуострова, Вестник Ленингр. ун-та, (12), вып. 2, 132-137, 1976.

Кухаренко А. А., Булах А. Г., Ильинский Г. А., Шинкарев Н. Ф., Орлова М. П., Металлогенические особенности щелочных формаций восточной части Балтийского щита, Труды Ленингр. об-ва естествоиспыт., 72, вып. 2, 280 c., Недра, Л., 1971.

Кухаренко А. А., Орлова М. П., Булах А. Г., Багдасаров Э. А., Римская-Корсакова О. М., Нефедов Е. И., Ильинский Г. А., Сергеев А. С., Абакумова Н. Б., Каледонский комплекс ультраосновных щелочных пород и карбонатитов Кольского полуострова и Северной Карелии, 772 c., Недра, Москва, 1965.

Ланда Э. А., Петрографические типы и вертикальная зональность массивов ультраосновных щелочных пород, Геология и геофизика, (10), 65-72, 1976.

Никитин А. А., Статистические методы выделения геофизических аномалий, 280 c., Недра, Москва, 1979.

Пилипюк А. Н., Иваников В. В., Гольянова О. Э., Геохимические особенности и генезис карбонатитов Кандагубского массива (Кольский полуостров), Проблемы генезиса магм. и метаморф. пород., c. 120-121, Тез. докл. Междунар. конф. посв. 100-летию Н. А. Елисеева, СПб, 25-27 мая 1998, Изд. СПбГУ, 1998.

Русанов М. С., Арзамасцев А. А., Хмелинский В. И., Новый вулкано-плутонический комплекс в составе Кольской щелочной провинции: геология и вещественный состав, Отечественная геология, (11), 35-43, 1993.

Самойлов В. С., Карбонатиты (фации, условия образования), 291 c., Наука, Москва, 1977.

Сняткова О. Л., Пронягин Н. И., Маркитахина Т. М., Евстафьев А. С., Новые данные о структурном положении уртит-ийолит-мельтейгитов в нефелиновых сиенитах Хибинского массива, Месторождения неметал. сырья Кольского п-ова, c. 11-17, Изд. Кольского филиала АН СССР, Апатиты, 1986.

Страхов В. Н., Теория линейных обратных гравиметрических задач, Докл. АН СССР, 311, (5), 1093-1096, 1990.

Страхов В. Н., Геофизика и математика, Методологические основы математической геофизики, 40 c., ОИФЗ РАН, Москва, 1999. Строение литосферы Балтийского щита, 166 c., Под ред. Н. В. Шарова. ВИНИТИ, Москва, 1993.

Терновой В. И., Карбонатитовые массивы и их полезные ископаемые, 168 c., Изд.-во ЛГУ, 1977.

Фролов А. А., Структурные условия образования формации ультраосновных щелочных пород и карбонатитов, Геология месторождений редких элементов, (Ред. А. И. Гинзбург), Вып. 35, c. 7-35, Недра, Москва, 1972.

Эпштейн Е. М., Кабаньков В. Я., Глубина формирования и рудоносность массивов ультрамафитов, ийолитов и карбонатитов, Советская геология, (8), 85-98, 1984.

Эпштейн Е. М., Паньшин И. П., Моралев В. М. и др., О вертикальной зональности массивов ультраосновных щелочных пород и карбонатитов, Геология месторождений редких элементов, (ред А. И. Гинзбург), Вып. 35, c. 49-68, Недра, Москва, 1972.

Arndt N., Lehnert K. and Vasil'ev Y., Meimechites: Highly magnesian lithosphere-contaminated alkaline magmas from from deep subcontinental mantle, Lithos, 34, (1-3), 41-59, 1995.

Arndt N., Chauvel C., Czamanske G. and Fedorenko V., Two mantle sources, two plumbing systems: tholeiitic and alkaline magmatism of the Maymecha River basin, Siberian flood volcanic province, Contrib. Mineral. Petrol., 133, (3), 297-313, 1998.

Arzamastsev A. A., Glaznev V. N., Arzamastseva L. V. and Raevsky F. B., Morphology and internal structure of the Kola alkaline intrusions, NE Fennoscandian Shield: 3D density modeling and geological implications, Journal of Asian Earth Sciences, 18, (2), 213-228, 2000a.

Arzamastsev A. A., Belyatsky B. V. and Arzamastseva L. V., Agpaitic magmatism in the northeastern Baltic Shield: A case study of the new Niva intrusion, Kola Peninsula, Russia, Lithos, 51, (1-2), 27-46, 2000b.

Bailey D. K., Mantle metasomatism - perspective and prospect, In: Alkaline Igneous Rocks, (J. G. Fitton & B. G. J. Upton, eds.), Geol. Soc. Spec. Publ., (30), 1-15, 1987.

Baker J. A., Menzies M. A., Thirlwall M. F. and Macpherson C. G., Petrogenesis of Quaternary Intraplate Volcanism, Sana'a, Yemen: Implications for Plume-Lithosphere Interaction and Polybaric Melt Hybridization, Journal of Petrology, 38, (10), 1359-1390, 1997.

Bea F., Residence of REE, Y, Th and U in granites and crustal protoliths; Implications for the chemistry of crustal melts, Journal of Petrology, 37, (3), 521-552, 1996.

Beard A. D., Downes H., Hegner E., Sablukov S. M., Vetrin V. and Balogh K., Mineralogy and geochemistry of Devonian ultramafic minor intrusions of the southern Kola Peninsula, Russia: implications for the petrogenesis of kimberlites and melilitites, Contrib. Miner. Petrol, 130, 288-303, 1998.

Beattie P., Systematics and energetics of trace-element partitioning between olivine and silicate melts: implications for the nature of mineral-melt partitioning, Chemical Geology, 117, 57-71, 1994.

Bell K. and Simonetti F., Carbonatite magmatism and plume activity: implications from the Nd, Pb and Sr isotope systematics of Oldoinyo Lengai, Journal of Petrology, 37, (6), 1321-1339, 1996.

Dawson J. B. and Smith J. V., Upper-mantle amphiboles: a review, Mineralogical Magazine, 45, 35-46, 1982.

Edgar A. D., The genesis of alkaline magmas with emphasis on their source regions: inferences from experimental studies, Alkaline Igneous Rocks, (J. G. Fitton & B. G. J. Upton, eds.), Geol. Soc. Spec. Publ., (30), 29-53, 1987.

Eggler D. H., Carbonatites, primary melts, and mantle dynamics. In: Carbonatites: Genesis and Evolution, pp. 561-579, Bell K. (ed.), London, Unwin Hyman, 1989.

Evensen N. M., Hamilton P. J. and O'Nions R. K., Rare earth abundances in chondritic meteorites, Geochim. Cosmochim. Acta, 42, (8), 1199-1212, 1978.

Glaznev V. N., Raevsky A. B. and Skopenko G. B., A three-dimensional integrated density and thermal model of the Fennoscandian lithosphere, Tectonophysics, 258, (1-4), 15-33, 1996.

Haggerty S. E., Upper mantle mineralogy, J. Geodynamics, 20, (4), 331-364, 1995.

Herzberg C. and Zhang J., Melting experiments on komatiite analog compositions at 5 GPa, American Mineralogist, 82, (3-4), 354-368, 1997.

Hofmann A. W., Chemical differentiation of the Earth: the relationship between mantle, continental crust, and oceanic crust, Earth Planetary Science Letters, 90, (3), 297-314, 1988.

Irving A. G. and Frey F. A., Trace element abundances in megacrysts and their host basalts: constraints on partition coefficients and megacryst genesis, Geochim. et Cosmochim Acta, 48, 1201-1221, 1984.

Ivanikov V. V., Rukhlov A. S. and Bell K., Magmatic evolution of the melilitite-carbonatite-nephelinite dyke series of the Turiy Peninsula (Kandalaksha Bay, White Sea, Russia), Journal of Petrology, 39, (11/12), 2043-2059, 1998.

Johnson K. T. M., Experimental determination of partition coefficients for rare earth and high-field-strength elements between clinopyroxene, garnet, and basaltic melt at high pressures, Contrib. Mineral. Petrol., 133, 60-68, 1998.

Keen C. E., Courtney R. C., Williamson M. C. and Dehler S. A., Decompression melting at rifted margins: comparison of model predictions with the distribution of igneous rocks on the eastern Canadian margin, Earth Planet. Sci. Lett., 121, 403-416, 1994.

Kennedy C. S. and Kennedy G. C., The equilibrium boundary between graphite and diamond, J. Geophys. Research, 81, 2467-2470, 1976.

Kerr A. C., Marriner G. F., Arndt N. T., Tarney J., Nivia A., Saunders A. D. and Duncan R. A., The petrogenesis of Gorgona komatiites, picrites and basalts - new field, petrographic and geochemical constraints, Lithos, 37, (2-3), 245-260, 1996.

Kerr A. C., Saunders A. D., Tarney J., Berry N. H. and Hards V. L., Depleted mantle-plume geochemical signatures: No paradox for plume theories, Geology, 23, (9), 843-847, 1995.

Kogarko L. N., Kononova V. A., Orlova M. P. and Woolley A. R., Alkaline Rocks and Carbonatites of the World, Part 2, 226 p., Former USSR, Chapman & Hall, London, 1995.

Konzett J., Armstrong R. A. and Gunther D., Modal metasomatism in the Kaapvaal craton lithosphere: constraints on timing and genesis from U-Pb zircon dating of metasomatized peridotites and MARID-type xenoliths, Contrib. Mineral. Petrol., 139, 704-719, 2000.

Kramm U., Kogarko L. N., Kononova V. A. and Vartiainen H., The Kola Alkaline Province of the CIS and Finland: Precise Rb-Sr ages define 380-360 age range for all magmatism, Lithos, 30, 33-44, 1993.

Kramm U. and Kogarko L. N., Nd and Sr isotope signatures of the Khibina and Lovozero agpaitic centres, Kola Alkaline Province, Russia, Lithos, 32, 225-242, 1994.

Kukkonen I. T. and Peltonen P., Xenolith-controlled geotherm for the central Fennoscandian Shield: implications for lithosphere-asthenosphere relations, Tectonophysics, 304, (4), 301-315, 1999.

Le Bas M. J., Nephelinites and carbonatites. In: Fitton J. G. and Upton B. G. J. (eds.), Alkaline Igneous Rocks, Geol. Soc. Spec. Publ., (30), 53-83, 1987.

Leitch A. M., Davies G. F. and Wells M., A plume head melting under a rifting margin, Earth and Planetary Science Letters, 161, 161-177, 1998.

Maaloe S., Melt dynamics of a layered mantle plume source, Contrib. Mineral. Petrol., 133, 83-95, 1998.

McDonough W.F. and Sun S. S., The composition of the Earth, Chemical Geology, 120, 223-253, 1995.

McKenzie D., The generation and compaction of partially molten rock, Journal of Petrology, 25, 713-765, 1984.

McKenzie D. and Bickle M. J., The volume and composition of melt generated by extension of the lithosphere, Journal of Petrology, 29, 625-679, 1988.

McKenzie D. and O'Nions R. K., Partial melt distributions from inversion of rare Earth element concentrations, Journal of Petrology, 32, (5), 1021-1091, 1991.

Mitrofanov F. P., Pozhilenko V. I., Smolkin V. F., Arzamastsev A. A., Yevzerov V. Ya., Lyubtsov V. V., Nikolaeva S. B. and Fedotov Zh. A., Geology of the Kola Peninsula (Baltic Shield), 144 p., Apatity, 1995.

Niida K. and Green D. H., Stability and chemical composition of pargasitic amphibole in MORB pyrolite under upper mantle conditions, Contrib. Mineral. Petrol., 135, 18-40, 1999.

Niu Y., Mantle Melting and Melt Extraction Processes beneath Ocean Ridges: Evidence from Abyssal Peridotites, Journal of Petrology, 38, (8), 1047-1074, 1997.

Niu Y. and Hekinian R., Basaltic liquids and harzburgitic residues in the Garrett Transform: a case study at fast-spreading ridges, Earth Planet. Sci. Lett., 146, 243-258, 1997.

Pickering-Witter J. and Johnston A. D., The effects of variable bulk composition on the melting systematics of fertile peridotitic assemblages, Contrib. Mineral. Petrol., 140, (1), 190-211, 2000.

Prinzhofer A. and Allegre C. J., Residual peridotites and mechanism of partial melting, Earth Planetary Science Letters, 74, (2-3), 251-265, 1985.

Robinson J. A. C. and Wood B. J., The depth of the spinel to garnet transition at the peridotite solidus, Earth and Planetary Science Letters, 164, 277-284, 1998.

Rock N. M. S., The nature and origin of lamprophyres: an overview. In: Fitton J. G. and Upton B. G. J. (eds.), Alkaline Igneous Rocks, Geol. Soc. Spec. Publ., (30), 191-226, 1987.

Rollinson H. R., Using Geochemical Data: Evaluation, Presentation, Interpretation, Longman Sci. & Tech., Copublished Wiley & Sons, N.-York, 352 p., 1993.

Rukhlov A. S., Primary alkaline melts and igneous series of the Kandalaksha graben, Russia. In: Mineral Deposits, H. Papunen (ed.), pp. 785-787, Balkema, Rotterdam, 1997.

Ryabchikov I. D., Geochemical modeling of magma generation in passive and active mantle plumes. In: Novak M., Rosenbaum J. (Eds.), Challenges to chemical geology, pp. 103-120, Czech Geological Survey, Prague, 1998.

Salters V. J. M. and Longhi J., Trace element partitioning during the initial stages of melting beneath mid-ocean ridges, Earth and Planetary Science Letters, 166, 15-30, 1999.

Sato K., Katsura T. and Ito E., Phase relations of natural phlogopite with and without enstatite up to 8 GPa: implication for mantle metasomatism, Earth and Planetary Science Letters, 146, (3-4), 511-526, 1997.

Schiano P., Bourdon B., Clocchiatti R., Massare D., Varela M. E. and Bottinga Y., Low-degree partial melting trends recorded in upper mantle minerals, Earth and Planetary Science Letters, 160, 537-550, 1998.

Thompson R. N. and Gibson S. A., Subcontinental mantle plumes, hotspots and pre-existing thinspots, Journ., Geol. Soc. London, 148, 973-977, 1991.

Thompson R. N. and Gibson S. A., Magmatic Expression of Lithospheric Thinning Across Continental Rifts, Tectonophysics, 233, (1-2), 41-68, 1994.

Tolstikhin I. N., Kamensky I. L., Nivin V. A., Vetrin V. R., Balaganskaya E. G., Ikorsky S. V., Gannibal M. A., Kirnarsky Yu. M., Marty B., Weiss D., Verhulst A. and Demaiffe D., Low mantle plume component in 370 Ma old Kola ultrabasic-alkaline-carbonatite complexes: Evidences from rare gas isotopes and related trace elements, Russian Journal of Earth Sciences, 1, (2), 125-143, 1999.

Toyoda K., Horiuchi H. and Tokonami M., Dupal anomaly of Brazilian carbonatites: Geochemical correlations with hotspots in the South Atlantic and implications for the mantle source, Earth Planet. Sci. Lett., 126, (4), 315-332, 1994.

Walter M. J., Melting of Garnet Peridotite and the Origin of Komatiite and Depleted Lithosphere, Journal of Petrology, 39, (1), 29-60, 1998.

Walter M. J., Sisson T. W. and Presnall D. C., A mass proportion method for calculating melting reactions and application to melting of model upper mantle lherzolite, Earth Planet. Sci. Lett., 135, (1-4), 77-90, 1995.

Wei K., Tronnes R. and Scarfe C. M., Phase relations of aluminium-undepleted and aluminium-depleted komatiites at pressures of 4-12 GPa, Journal of Geophysical Research, 95, 15,817-15,827, 1990.

White R. S. and McKenzie D., Magmatism at rift zones: the generation of volcanic continental margins and flood basalts, Journ. Geophys. Res., 94, (B6), 7685-7729, 1989.

White R. S. and McKenzie D., Mantle plumes and flood basalts, Journ. Geophys. Res., 100, (B9), 17,543-17,586, 1995.

White W. M., Geochemistry, WWW publication: http://www.geo.cornell.edu/geology/classes/Chapters.html, 554 p., 1997.

Williamson M.-C., Courtney R. C., Keen C. E. and Dehler S. A., The volume and rare earth concentrations of magmas generated during finite stretching of the lithosphere, Journal of Petrology, 36, (5), 1433-1454, 1995.

Winther K. T., A model for estimating the composition of partial melts, Mineral. and Petrol., 53, (1-3), 189-196, 1995.

Wyllie P. J., Experimental petrology of upper mantle materials, processes and products, J. Geodynamics, 20, (4), 429-468, 1995.

Yaxley G. M., Green D. H. and Kamenetsky V., Carbonatite metasomatism in the Southeastern Australian lithosphere, Journal of Petrology, 39, Issue 11/12, 1917-1930, 1998.

Zaitsev A. N. and Bell K., Sr and Nd isotope data of apatite, calcite and dolomite as indicators of the source and the relationships of phoscorites and carbonatites from the Kovdor massif, Kola Peninsula, Russia, Contrib. Mineral. Petrol., 121, 324-335, 1995.