Содержание к диссертации
Введение
1. Центральный массив, озёрная зона (западная монголия) 17
1.1 Расположение и геологическое строение 17
1.2 Петрографическая характеристика 19
1.3 Минералогическая характеристика 20
1.4 Геохимическая характеристика 27
1.5 Результаты математического моделирования формирования массива 31
1.6 Особенности состава мантийного источника 41
2. Мажалыкский массив (юго-восточная тыва) 51
2.1 Расположение и геологическое строение 51
2.2 Возраст Мажалыкского массива 56
2.3 Петрографическая характеристика 56
2.4 Минералогическая характеристика 61
2.5 Петрохимическая характеристика 70
2.6 Геохимическая характеристика 74
2.7 Результаты математического моделирования формирования массива 76
2.8 Особенности состава мантийного источника 79
3. Сравнительная характеристика особенностей мантийного магмообразования на примере центрального и мажалыкского массивов 81
4. Массив маскокс (канада) 84
4.1 Расположение и геологическое строение 84
4.2 Петрографическая характеристика 86
4.3 Минералогическая характеристика 87
4.4 Петрохимическая характеристика 89
4.5 Геохимическая характеристика 92
4.6 Результаты математического моделирования формирования массива 95
4.7 Особенности состава мантийного источника 100
Заключение 105
- Минералогическая характеристика
- Минералогическая характеристика
- Результаты математического моделирования формирования массива
- Минералогическая характеристика
Введение к работе
Глава 1. ЦЕНТРАЛЬНЫЙ МАССИВ, ОЗЁРНАЯ ЗОНА (ЗАПАДНАЯ МОНГОЛИЯ) 17
Расположение и геологическое строение 17
Петрографическая характеристика 19
Минералогическая характеристика 20
Геохимическая характеристика 27
Результаты математического моделирования формирования массива 31
Особенности состава мантийного источника 41
Минералогическая характеристика
Оливин в качестве породообразующего минерала встречается во всех группах пород, за исключением анортозитовой и частично мафитовой (оливин не встречается в роговообманковом габбро и в лейкогаббро). В породах перидотитовой и субультрамафитовой групп он всегда идиоморфен по отношению к остальным минералам и в большинстве случаев частично серпентинизирован. В оливиновом габбро оливин может иметь равную степень идиоморфизма с плагиоклазом и клинопироксеном, что свидетельствует о совместной кристаллизации этих минералов. Размер кристаллов оливина достигает 3 мм, реже — 4-5 мм. Магнезиальность (Mg# =100 Mg/(Mg+Fe)) его колеблется от 83,1 в плагиоперидотитах и 84,5 в троктолитах и до 82,1-75,5 в оливиновом габбро и 73,2-78,3 в краевой фации массива (рис.2, табл.1) Характерной особенностью оливина из базального перидотитового горизонта является наличие включений идиоморфных кристаллов хромшпинели (Обр.И-1984а), которые отсутствуют в ультрамафитовых горизонтах средней и верхней части расслоенной серии (Изох и др, 1990 (1)). Оливин во всех породах расслоенной серии незональный или слабозональный.
Плагиоклаз в меланократовых породах резко ксеноморфен по отношению к оливину. Он совместно с клинопироксеном образует каймы вокруг оливина и пойкилокристаллы размером до 3 мм. В породах мафитовой группы плагиоклаз также ксеноморфен по отношению к оливину, однако, чаще всего его кристаллы имеют таблитчатый габитус, реже - неправильную форму, обнаруживая равную степень идиоморфизма с клинопироксеном, а размеры его кристаллов не превышают 1-2 мм.
Основность проанализированных незональных кристаллов плагиоклаза из пород расслоенной серии варьирует от Ап%=81,6 в плагиоперидотитах до Ап%=89,3-68,6 в оливиновом габбро и 86,3-79,9 процентов содержания анортитового компонента в породах краевой фации (рис.2, табл.2). Интеркумулусный плагиоклаз из ультраосновных пород в целом имеет более низкую основность (Ап%=81,6), чем плагиоклаз из оливинового габбро внутри ритмов (Ап%=89,3-68,6) (Изох и др, 1990 Оливины из пород базального горизонта (Fos4 -8o,9) обогащены форстеритовым компонентом по сравнению с оливинами расслоенной серии (Fo82,i-73,2) В плагиоклазах из мафитовых пород (Ang 1,6.77,2)» наоборот, содержание анортитового компонента ниже, чем в породах расслоенной серии (Ang9,3-78,7)- Объяснить эту особенность можно тем, что плагиоклаз в перидотитах кристаллизуется из последних, низкомагнезиальных порций расплава, выполняя промежутки между кристаллами оливина, а в породах расслоенной серии плагиоклаз является ликвидусным минералом и кристаллизуется из относительно высокомагнезиального расплава совместно с оливином, либо чуть позже.
Кли нопироксен в разном количестве присутствует во всех группах пород Центрального массива. В плагиоперидотитах он резко ксеноморфен и выполняет интерстиции между кристаллами оливина или образует каймы вокруг оливина и пойкилокристаллы размером до 1-3 мм. В большинстве случаев его взаимоотношения с плагиоклазом, как в верлитах, так и в оливиновом габбро, свидетельствуют о совместной кристаллизации этих минералов. Состав клинопироксенов из пород расслоенной серии Центрального массива соответствует диопсид-салит-авгитовому ряду (Еп49,8-42д Fsi3,i-6,8 Wo47,4-39,9) с магнезиальностью от 86,8-80 в плагиоперидотитах и меланогаббро до 87,5-78,5 в оливиновом габбро и 85-77,9 в породах краевой фации (рис.2, табл.3). Ортопироксен в породах Центрального массива встречается достаточно редко, в виде таблитчатых, реже неправильной формы кристаллов, ксеноморфных по отношению к оливину, пойкилокристаллов размером до 1 мм. Состав ортопироксена соответствует гиперстен-бронзиту (Еп79,5-б4,4 Fs33,6-i8,5 Wo2,s-o,6), магнезиальность его варьирует от 81,5-78,7 в плагиоперидотитах и троктолитах до 81,9-66,6 в оливиновом габбро и 79,5-67,6 в породах краевой фации (рис.2, табл.4). Амфибол в Центральном массиве представлен двумя типами. К первому относится бурый интеркумулусный позднемагматический амфибол. Он встречается в виде неправильной формы выделений, ксеноморфных по отношению ко всем другим породообразующим минералам, кайм вокруг них и крупных (до 3-6 мм) пойкилокристаллов. Количество этого первичномагматического амфибола не превышает 3-10% от объёма пород. Второй тип представлен вторичным зелёным амфиболом, замещающим клинопироксен и ортопироксен. Обычно количество вторичного амфибола в породе — не более 3-5%, однако в случаях наиболее интенсивной амфиболизации может достигать 20-35% с образованием крупных (до 5 мм) пойкилокристаллов. Состав первичномагматического амфибола представлен в табл.5. Магнезиальность его варьирует от 79,3 в верлите И-1983 до 70,1 в оливиновом габбро краевой фации И-2026.
Из оксидных минералов следует отметить магнетит, который является наиболее распространённым рудным минералом Центрального массива и встречается в количестве до 1-2 %, реже — до 4-5 % во всех породах расслоенной серии. Магнетит обычно представлен в виде рассеянных пылевидных агрегатов и неправильной формы выделений, а в меланократовых породах — в виде агрегатов и шлиров размером до 5 мм. В Центральном массиве он является вторичным минералом и образуется на стадии серпентинизации оливина в условиях повышенного парциального давления кислорода (Богнибов и др, 1983). Значительное количество вторичного магнетита в породах Центрального массива является наглядным показателем достаточно высокой железистости оливина.
Минералогическая характеристика
Основными породообразующими минералами Мажалыкского массива являются оливин, клинопироксен и плагиоклаз, в меньшем количестве в породах присутствуют ортопироксен и амфибол. Оливин в меланократовых породах оливин частично или полностью серпентинизирован. Как правило, серпентинизация проявлена по трещинам и сопровождается обильным выделением пылеватого магнетита (Монгуш и др., 1999). В ультрамафитовой и субультрамафитовой группах пород, а также в меланогаббро оливин идиоморфен по отношению к другим минералам. Исключение составляют лейкократовые оливиновые габбро и троктолиты, где оливин может иметь равную степень идиоморфизма с клинопироксеном и плагиоклазом, что свидетельствует об их совместной кристаллизации. Размер кристаллов оливина обычно не превышает 2 мм, реже — 3-4 мм. Характерной особенностью оливина меланократовых пород массива является присутствие мелких включений шпинели.
По составу оливины Мажалыкского массива отвечают хризолитам. Их магнезиальность (Mg# =100 Mg/(Mg+Fe)) варьирует от Fog3,i до Fo77,o в плагиоперидотитах и меланотроктолитах, и от Fogi,o до Fo7i,s в оливиновом габбро (рис.13, табл.9). В меланократовых- породах- плагиоклаз является менее идиоморфным, чем клинопироксен. В перидотитах отмечена одновременная кристаллизация клинопироксена и плагиоклаза. В лейкократовых породах плагиоклаз кристаллизуется как совместно с клинопироксеном, реже - с оливином, так и позже этих минералов. Обычной формой выделения плагиоклаза являются длиннопризматические кристаллы, полисинтетически двойники, размер кристаллов до 2-3 мм, реже — до 5 мм. Плагиоклаз в породах Мажалыкского массива отвечает битовниту-анортиту. Его основность в породах расслоенной серии варьирует от Ango.i ДО Апвз . В породах краевой фации плагиоклаз имеет состав Апвб,8 — Апви, в собственных дайках массива — Аодд — Апввд (рис.13, табл.10). Степень идиоморфности клинопироксена зависит от меланократовости пород. В ультрамафитовой и субультрамафитовой группах он резко ксеноморфен по отношению к оливину, совместно с плагиоклазом выполняет интерстиции между кристаллами оливина. В лейкократовых породах клинопироксен может быть как более поздним по сравнению с оливином, так и иметь признаки их совместного роста. Для клинопироксена характерны таблитчатые, короткопризматические, вытянутые кристаллы и их срастания. Нередко встречаются сдвойникованные кристаллы. Размер кристаллов клинопироксена — до 2-3 мм, реже — 4-6 мм. Состав клинопироксена соответствует диопсид-авгитовому (Hatch et aL, 1972) ряду (Еп5з,і9 з,04 Fsi6,i-6,7i Wo48,05-32.i6), магнезиальность (Mg# =100 Mg/(Mg+Fe)) варьирует от 88,6 до 80,0 в плагиоперидотитах, от 87,4 до 76,3 в габброидах и от 87,0 до 82,0 в породах краевой фации (рис.13, табл.11).
Для ортопироксена из всех типов пород массива характерны пойкилитовые кристаллы неправильной формы, размером до 2-3 мм, реже — до 5-6 мм, каймы замещения вокруг оливина и клинопироксена, резко ксеноморфные кристаллы по отношению к оливину, клинопироксену и плагиоклазу. Исключением являются породы краевой фации и собственных даек массива, где ортопироксен имеет равную степень идиоморфизма с оливином, клинопироксеном и плагиоклазом. По составу ромбические пироксены Мажалыкского массива отвечают бронзиту (Hatch et aL, 1972) (Еп82,и-7і,б8 Fs27,85-i6,03 W02.01-o.i8) с магнезиальностью 82,0-73,1 в плагиоперидотитах, 84,0-81,8 в габброидах и 78,7-76,0 в породах краевой фации (рис.13, табл.12). Буро-зеленый первичный амфибол в Мажалыкском массиве является позднемагматическималфисталлизуется последним из породообразующих минералов в виде крупных (3-5 мм до 8-10 мм) пойкилокристаллов, кристаллов, выполняющих промежутки между другими минералами и в виде кайм замещения клинопироксена. Состав первичномагматического амфибола, согласно классификации Лика (Leake, 1978) соответствует кальциевым амфиболам. Магнезиальность амфибола из пород массива составляет 81,6-63,0 в плагиоперидотитах, 76,2 в оливиновом габбро и 75,3-70,3 в породах краевой фации. На классификационной диаграмме (Leake, 1978) амфиболы Мажалыкского массива попадают в поле магнезиальной и чермакитовой роговой обманки (Na+K) 0,5 ат.% (табл.13). Среди акцессорных минералов Мажалыкского массива следует отметить магнетит и шпинель. Магнетит представлен в виде небольших (до 0,3-0,5 мм) изометричных включений в оливине и в интерстициях между зёрнами породообразующих минералов из всех рассматриваемых групп пород. Зелёная шпинель присутствует в виде мелких единичных зёрен в оливине в основном из меланократовых пород массива. По составу шпинель из плагиоверлита Мажалыкского массива отвечает герциниту (Монгуш, 2002).
Результаты математического моделирования формирования массива
С помощью программного комплекса КОМАГМАТ 3.5 (Ariskin et aL, 1993) с учётом геологических и петрографических особенностей была построена динамическая конвективно-кумулятивная модель формирования расслоенной серии Мажалыкского массива (рис.16). Моделирование проводилось в режиме формирования расслоенного интрузива при следующих параметрах - давление 1 кбар, буфер QFM, содержание воды в расплаве - от 0% до 0,5%, шаг кристаллизации 1 мол.%. Моделирование по программе КОМАГМАТ 3.5 позволило оценить состав родоначального расплава Мажалыкского массива Согласно расчётам, он соответствует пикриту (MgO — 26 вес.%, FeO — 7 вес.%, Mg# =86,9) (табл.14). Содержание редкоземельных элементов в родоначальном расплаве Мажалыкского массива (Со) вычислено по формуле для расчёта содержания элементов в расплаве при фракционной кристаллизации (гравитационная кристаллизация по релеевскому закону, когда кристаллизующаяся фаза находится в поверхностном равновесии с расплавом) Co CVF 1 (Кокс_ и. др 1982) где D — суммарный коэффициент распределения элементов в кристаллизате, С1 - содержание РЗЭ в габбронорите (обр. И-51-99), a F- количество расплава, оставшегося после кристаллизации этой породы, рассчитанное по программе КОМАГМАТ (F=0,68) (табл.15). На вариационных диаграммах (рис.14) тренд составов модельных кумулятов (3 8,7-4Д вес.% MgO, Mg# =92,3-43,3) соответствует составам пород расслоенной серии массива (45,4-3,7 вес.% MgO, Mg# =88,9-43,4). Составы минералов, полученные в результате моделирования, варьируют в следующих пределах: оливин - Fo 95,9-81,1 б , плагиоклаз - An 88,6-80,6; клинопироксен - Еп48,і о,б Fsi3,7-4,7 Wo47.3-45,7 AI2O3 2,6-1,9; ортопироксен - Еп75,7-б9,8 Fsi 6,6-22.4 Wo7,9-7j AI2O3 0,9-0 6- Сходство составов минералов из пород расслоенной серии и трендов составов пород Мажалыкского массива с расчётными составами (рис.13, 14) свидетельствует о высокой точности приближения параметров модельной системы к реальным параметрам формирования массива. Особенности состава пород, связанные с накоплением суммарного железа в более поздних дифференциатах при низком содержании щелочей (не более 1-2 вес.%), дают нам основание относить родоначальний расплав Мажалыкского массива к толеитовой серии нормального ряда.
Петрохимические особенности пород краевой фации и собственных даек массива свидетельствуют о существовании промежуточной магматической камеры, в которой происходил процесс фракционирования расплава, соответствующего по составу родоначальному расплаву Мажалыкского массива, вероятно, сопровождавшийся одновременной ассимиляцией вмещающих пород и смешением с высокоглинозёмистым низкомагнезиальным интеркумулусным расплавом. 2.8 Особенности состава мантийного источника Вычисленный родоначальный расплав Мажалыкского массива может находиться в равновесии с оливином состава Fo-96,4. Согласно расчётам по программе MELTS, состав модельного родоначального расплава Мажалыкского массива соответствует составу первично-мантийного расплава, образовавшегося при равновесном парциальном плавлении мантийного источника Fo-92,1 (6,0 вес.% FeO, 39,0 вес.% MgO) при давлении 25-35 кбар, температуре 1600-1700С, содержании воды в источнике 0,1 % и степени плавления 15-25% (табл.15). Состав модельного мантийного расплава (8,3-9,6 вес.% FeO, 26,0-20,9 вес.% MgO, Mg# =81,8-82,8) соответствует составу родоначального расплава Мажалыкского массива (7,0 вес.% FeO, 26,0 вес.% MgO, Mg# =86,9) с учётом поправок, связанных с систематической расчётной ошибкой между составами модельных и экспериментальных расплавов (Takahashi, 1986; Taura et al., 1998; Hirose&Kushiro, 1993).
Как и в случае Центрального массива, деплетированность тяжёлыми лантаноидами родоначального расплава Мажалыкского массива ((Gd/Yb)Ch=l,6) не может свидетельствовать о присутствии граната в системе на момент отделения расплава от мантийного субстрата, так как при давлении 25-35 кбар поле устойчивости граната в безводных условиях ограничено температурой 1400-1575С (Herzberg & Zhang, 1996), что ниже температуры родоначального расплава Мажальпсского массива (1600-1700С). Однако, деплетированность тяжёлыми лантаноидами родоначального расплава Мажальпсского массива может быть связана либо со смешением расплавов, образовавшихся в результате частичного плавления единого мантийного источника, но на разных глубинах, либо с образованием родоначального расплава Мажальпсского массива в результате сегрегации первично-мантийных расплавов в процессе подъёма мантийного плюма из области давлений более 50 кбар до области отделения родоначального расплава Мажальпсского массива от мантийного субстрата (25-35 кбар). Расчётный состав предполагаемого мантийного источника родоначального расплава Мажальпсского массива по содержанию петрогенных элементов близок к составу офиолитового комплекса Вурино, Греция (5,4 вес.% FeO, 39,1 вес.% MgO, Mg# =92,8) (Moores, 1970) (табл. 15). Содержание редкоземельных элементов в мантийном источнике Мажальпсского массива (Со) (табл. 15) было рассчитано по формуле Co=Cl (Dj+F (l-Pj)) (Shaw, 1970)), где СІ — содержание РЗЭ в родоначальном расплаве Мажальпсского массива, Dj — общий комбинированный коэффициент распределения между твёрдой фазой и жидкостью для i-элемента, F- степень частичного плавления источника при образовании этого расплава, вычисленная по программе MELTS (F=0,15-0,25), Pi - общий комбинированный коэффициент распределения i-элемента в расплаве. За предполагаемый мантийный источник родоначального расплава Мажальпсского массива был принят гранатовый перидотит с содержанием граната 3 вес.%. Согласно расчетам, содержание редкоземельных элементов в мантийном источнике Мажальпсского массива в 1,5-3,5 раза меньше их содержания в примитивной мантии, однако, относительно источника N-MORB содержание редкоземельных элементов в мантийном источнике Мажальпсского массива составляет 0,6-3,0.
Минералогическая характеристика
Составы минералов из пород массива Маскокс (рис.18): оливин из пород расслоенной серии Fo - 89,5-73,4, оливин из пород краевой фации Fo-86,2-62,9; КЛИНОПИрОКСеН ИЗ ПОрОД раССЛОеННОЙ СерИИ ЕПбз,4-44,7 FSn.5-7,5 W0443-19.9 AI2O3 3.0-1.6» магнезиальность (Mg# =100 Mg/(Mg+Fe)) - 88,2-76,1, клинопироксен из пород краевой фации Еп59,о-41.9 FS233-9.4 W041,8-27,1 AI2O3 3,4-1,9» магнезиальность - 86,5-65,1; ортопироксен из пород расслоенной серии Еп8зд-70,7 FS24.7-12.9 Wo5,4-2,i AI2O3 1,8-0,9, магнезиальность - 87,2-74,8, ОрТОПИрОКСеН ИЗ ПОрОД Краевой фаЦИИ ЕП79,6-52,9 FS44,4-15,9 W09.6-2.7 AI2O3 1,9-04» магнезиальность - 83,9-54,8 (Francis, 1994). Оливин присутствует во всех породах расслоенной серии и краевой фации интрузива, но он не сосуществует совместно с кварцем в гранофирах. Наиболее магнезиальный оливин в породах расслоенной серии имеет состав Fo-89,5 (рис.18). Оливин из пород краевой фации является менее магнезиальным и имеет значительные вариации состава, что свидетельствует о воздействии процессов вторичного изменения. На рис 18 нанесены составы пироксенов из пород массива Маскокс. Составы клинопироксенов варьируют от диопсида до салита и авгита, а составы ортопироксенов — от бронзита до гиперстена. Оба пироксена присутствуют во всех породах расслоенной серии и краевой фации. На рис.18 клинопироксены и большая часть ортопироксенов обнаруживает ограниченный тренд обогащения железом. Высокая магнезиальность как клинопироксенов, так и ортопироксенов из пород расслоенной серии массива соответствует магнезиальности оливина, что свидетельствует о совместной, либо близкой по времени кристаллизации этих минералов в процессе формирования интрузива. Петрохимическая характеристика На диаграммы Хакера (рис. 19), где содержание MgO используется в качестве индекса дифференциации родоначальной магмы в процессе формирования расслоенной серии массива, нанесены относительные вариации главных петрогенных и некоторых редких элементов. Тренд составов пород интрузива на этих диаграммах согласуется с их образованием за счет фракционной кристаллизации единого родоначального расплава. Составы пород массива Маскокс, а также вмещающих и дайковых пород взяты из работы Френсиса (Francis, 1994). Магнезиальность пород расслоенной серии массива Маскокс последовательно уменьшается от 86,9 в ультрамафитовых кумулятах (44,0 вес.% MgO) до 27,5 в гранофирах (1,9 вес.% MgO). С уменьшением содержания MgO в породах массива содержание некогерентньгх элементов Ni, Со и Сг уменьшается, в то время как содержание остальных элементов, особенно РЗЭ, возрастает. Содержания Na, К, Р, Си находятся в большом диапазоне составов, но в основном возрастают. Содержания Si, А1, и Са в породах массива увеличиваются на ранних стадиях фракционирования родоначального расплава и незначительно уменьшаются на поздних стадиях. Содержания Fe и Мп остаются постоянными или незначительно увеличиваются. Содержание Си в породах массива не отражает какой-либо корреляции с содержанием MgO. По сравнению с породами краевой фации расслоенные кумуляты имеют более высокие содержания Si, Са, и обеднены Al, Fe, Мп. Различие в составах пород краевой фации и расслоенной серии могли бы быть вызваны посткумулусными и субсолидусными изменениями, а также процессами контаминации вмещающих пород. В то время как породы краевой фации могут соответствовать по составу закалочным фазам, состав расслоенных кумулятов, вероятно, отражает процессы химического перераспределения компонентов между породообразующими минералами и интеркумулусным расплавом или водным флюидом.
Петрохимические особенности пород дайки Макензи и базальтов Коппремайн Ривер (Francis, 1994) свидетельствуют, что по составу эти породы, вероятно, соответствуют остаточным расплавам, образовавшимся в результате фракционной кристаллизации родоначальной магмы массива Маскокс (рис.20). На диаграммах MgO — элемент составы этих пород находятся в диапазоне от 10 вес.% до 3 вес.% MgO (Mg# -от 60 до 30) и имеют тренды дифференциации, сходные с трендами составов пород интрузива Маскокс. Сходство тренда составов пород интрузива с трендами составов пород дайки Макензи и базальтов Коппремайн Ривер может свидетельствовать об образовании этих пород за счёт фракционирования одной родоначальной магмы, соответствующей по составу родоначальной магме массива Маскокс. Эти данные подтверждают вывод Досталя (Dostal et aL, 1983) о том, что интрузив Маскокс, вдоль оси которого располагаются вулканические породы наибольшей мощности, является источником многочисленных потоков фракционированных магм, представленных в настоящее время базальтами свиты Коппермайн Ривер Геохимическая характеристика На рис. 21 нанесены спайдерграммы распределения редкоземельных элементов (РЗЭ) в породах массива Маскокс, нормализованные по хондриту (Boynton, 1984), базальтам срединно-океанических хребтов (N-MORB) и примитивной мантии (РМ) (Sun & McDonough, 1989). Для сравнения показаны спайдерграммы распределения РЗЭ в базальтах Коппермайн Ривер и породах дайки Макензи. Геохимической особенностью всех пород массива Маскокс, как пород расслоенной серии, так и краевой фации, является относительное обогащение лёгкими лантаноидами (La/YbCh = 1,5-9,4). Содержание РЗЭ в породах расслоенной серии и пикритах краевой фации составляет 4-113 и 5-21 хондритовых единиц, соответственно, и приблизительно в 1-40 и 0,3-10 раз, соответственно, превышает содержание РЗЭ в N-MORB и примитивной мантии. Общее содержание РЗЭ в породах расслоенной серии составляет 11-204 ррт, а в пикритах краевой фации - 33 ррт. Породы массива обогащены относительно примитивной мантии и N-MORB крупноионными литофильными элементами (LHJE), а также лёгкими лантаноидами (LREE). На N-MORB - нормализованной диаграмме распределения редкоземельных элементов в породах массива (рис. 21) наблюдается обеднение тяжёлыми РЗЭ ((Tb/Yb)ch=l,1-1,8) и обогащение элементами с высокой силой поля (HFSE), такими как Та, Nb, Hf, Ті. Однако, в некоторых случаях породы расслоенной серии не обнаруживают обогащения элементами с высокой силой поля, либо имеют положительную HFSE аномалию. Положительная Та, Nb аномалия в породах расслоенной серии массива согласуется с предположением об образовании родоначального расплава массива Маскокс в результате воздействия мантийного плюма (Barnes & Francis, 1995). Отсутствие положительной Та, Nb аномалии и отрицательная Та, Nb аномалия, вероятно, свидетельствует, как и для базальтов Коппермайн Ривер (Griselin et aL, 1997), о контаминации корового материала родоначальным расплавом массива Маскокс в процессе прохождения этого расплава через нижнюю и верхнюю кору к поверхности. N-MORB- и РМ — нормализованное распределение элементов с высокой силой поля свидетельствует об образовании его родоначальной магмы из обогащенного относительно N-MORB (Kerrich & Wyman, 1997) мантийного источника.
По своим геохимическим особенностям базальты Коппермайн Ривер и породы дайки Макензи (рис 21) сходны с породами массива Маскокс. Хондрит-нормализованная диаграмма распределения редкоземельных элементов в породах массива свидетельствует о незначительном обогащении вулканитов и дайковых пород лёгкими РЗЭ и обеднении тяжёлыми РЗЭ. На хондрит-нормализованной диаграмме распределения РЗЭ графики распределения РЗЭ в вулканитах и дайковых породах субпараллельны графикам распределения РЗЭ в породах массива. Пикриты краевой фации массива представляют наиболее примитивные, некумулятивные породы. Вероятно, графики распределения РЗЭ в этих породах отражают распределение РЗЭ в родоначальном расплаве массива Маскокс. Таким образом, общее содержание РЗЭ в базальтах Коппермайн Ривер и породах дайки Макензи, по-видимому, вьппе, чем в родоначальном расплаве массива. По сравнению с родоначальным расплавом массива, представленным пикритами краевой фации (общее содержание РЗЭ от 30 до 140 ррт), базальты Коппермайн Ривер и породы дайки Макензи являются более фракционированными. Содержание РЗЭ в базальтах Коппермайн Ривер составляет от 10 до ПО хондритовых единиц, а в породах дайки Макензи — от 10 до 90 хондритовых единиц (Francis, 1994). Геохимическими особенностями вулканитов и лайковых пород являются проявленные на РМ- и N-MORB-нормализованных диаграммах распределения РЗЭ отрицательные Та, Nb, Ті и Zr аномалии, которые, вероятно, отражают процессы коровой контаминации.
