Доклады Российской академии наук. Науки о Земле, 2022, T. 506, № 2, стр. 158-162

В современных геологических моделях развитие внутриплитного базальтового магматизма связывают с деятельностью мантийных плюмов [1]. Их активность приводит к процессам рифтинга литосферы и формированию крупных изверженных провинций с широким участием базитов различной щелочности. При этом в составе дифференцированных вулканических серий вместе с обычно доминирующими базальтами также выделяются нефелиниты, базаниты и тефриты [2–7]. В рифтогенных зонах щелочные породы локализованы в виде автономных ареалов с фрагментами лавовых полей, скоплений трубок взрыва, некков, даек и отдельных мелких штоков.

В некоторых магматических провинциях Центрально-Азиатского складчатого пояса (ЦАСП) наблюдается “телескопирование” разновозрастных проявлений внутриплитного базальтового магматизма [6, 7]. В Алтае-Саянском регионе его продукты распространены на территории Минусинского прогиба, разделяющего горные сооружения Кузнецкого Алатау, Восточного и Западного Саяна. Здесь преобладают раннедевонские вулканиты, характерные для формирующейся рифтовой области [7]. В северной части прогиба они образуют Копьевское купольное поднятие (рис. 1). Окружающие его терригенно-карбонатные отложения девона и раннего карбона прорваны дайками и мелкими штоками долеритов, предположительно пермско-триасового возраста (250–260 млн лет, Ar-Ar [8]; материалы ГДП-200), а также позднемеловыми (70–80 млн лет, Ar-Ar [8]) базанитовыми диатремами небольшого размера. Эруптивные трубки сосредоточены в виде трех ареалов на площади около 200 км². Очевидно, что по объемам извержений базальтовый магматизм в поздней перми–раннем триасе и в позднем мезозое значительно уступает своим девонским рифтогенным производным. Развитие подобного глубинного магматизма в виде небольших по размерам ареалов обычно наблюдается на периферии области влияния Сибирского мантийного плюма [9].

Рис. 1.

Схемы расположения и геологического строения Минусинского прогиба. (а): географическая локализация (прямоугольный контур); (б): геологическая схема Минусинского прогиба [7]. 1 – осадочные отложения среднего девона–раннего карбона, 2 – раннедевонские вулканиты, 3 – интрузивные комплексы кембрия–ордовика, 4 – каледонские и более древние складчатые структуры, 5 – разломы; (в): схема строения Копьевского поднятия и ареалы распространения изученных диатрем базанитов и даек долеритов (литературные и наши данные). 1 – четвертичные отложения, 2 – терригенно-карбонатные отложения раннего карбона, 3 – терригенные отложения среднего и позднего девона, 4 – вулканиты раннего девона, 5 – диатремы базанитов (вне масштаба), 6 – дайки долеритов (вне масштаба), 7 – дизъюнктивные нарушения, 8 – предполагаемые тектонические нарушения.

До настоящего времени данные по составу рассеянных химических элементов в базанитах и долеритах Минусинского прогиба ограничивались единичными прецизионными анализами [8, 10]. На основании более представительной выборки образцов нами выявлены геохимические различия в составе этих пород, указывающие на вероятные источники и условия генерации первичных расплавов в развитии регионального мафитового магматизма.

Обе разновидности базальтоидов содержат микропорфировые выделения оливина и титанистого клинопироксена, погруженные в основную массу с интерсертальной или интергранулярной структурой. Для долеритов также характерны вкрапленники основного плагиоклаза, а в базанитах отмечаются мегакристы клинопироксена и ксенолиты гранатовых и шпинелевых перидотитов [8]. Изученные породы характеризуются повышенным содержанием TiO₂ (2–3.5 мас. %), переменной кремнекислотностью (SiO₂ 41–49 мас. %) и щелочностью (Na₂O+K₂O 3.5–5.8 и 2.4–4.5 мас. %; Na₂O/K₂O 1.5–5 и 3–8 в базанитах и долеритах соответственно) (рис. 2 а). Долериты содержат больше CaO (9–13 мас. %) и меньше MgO (5–8 мас. %), чем базаниты (CaO 8–10 мас. %, MgO 7–11 мас. %). В более магнезиальных породах концентрации совместимых микроэлементов возрастают (в г/т, Cr 100–400, Ni 90–260, V 150–380). Базаниты и долериты заметно различаются между собой по уровню накопления HFSE (в г/т, Nb 72–116 и 16–40, Zr 138–247 и 90–160, Th 6.5–9.4 и 1–3, U 1.4–2.2 и 0.3–0.7, REE 200–296 и 60–125) и LILE (в г/т, Rb 15–26 и 4–20, Ba 455–648 и 150–350, Sr 920–1350 и 300–670). Спектры распределения микроэлементов в породах имеют сходную конфигурацию и отчетливый Nb‒Ta-максимум, который обычно отмечается для продуктов OIB-магматизма. Отличия состава долеритов относительно параметров эталонных источников базальтовых магм могут отражать дополнительное участие в петрогенезисе вещества, подобного IAB и E–MORB (рис. 2 б, 3 а).

Рис. 2.

Петрохимическая TAS-систематика (а) и распределение редких рассеянных элементов (б) в базанитах и долеритах Копьевского поднятия. Условные значки меньшего размера – составы по литературным данным. PM = примитивная мантия [11], средние составы базальтов океанических островов (OIB) [11] и островных дуг (IAB) [12]. Анализы выполнены методами ICP–OES и ICP–MS на оборудовании ТРЦКП ТГУ (грант Министерства науки и высшего образования РФ 075-15-2021-693 № 13.ЦКП.21.0012)”.

Вариации отношения Zr/Nb от 1.8–2.4 в базанитах (среднее 2.1; n = 11) до 4–7.7 в долеритах (среднее 5.6; n = 15) свидетельствуют о магмогенерации в мантии с разным уровнем обогащения HFSE (рис. 3 б). По этому показателю изученные породы аналогичны меловыми и кайнозойскими плюмовыми щелочными базальтоидами Монголии, Забайкалья, Центральной Европы, Восточной и Южной Африки [2–7, 15] и сопоставимы с производными OIB-вулканизма как HIMU, так и EM типа (Zr/Nb 2.7–5.5 и 3.5–8.4 соответственно) [16].

Рис. 3.

Соотношение HFS-элементов в базанитах и долеритах Копьевского поднятия. (а): Th/Yb–Nb/Yb [13], E–MORB = средний состав обогащенных базальтов срединно-океанических хребтов; (б): Zr/Nb–Nb/Th [14], указаны источники магм в гидратированной (HM), деплетированной (DM) и обогащенной (EM) мантии. Черные точки – составы плюмовых щелочных базальтов и базанитов Монголии, Западного и Южного Забайкалья, Центральной Европы, Восточной и Южной Африки [2–7, 15]; (в): (Dy/Yb)_N–(La/Yb)_N [5], нормализация по хондриту [11], пунктирные линии – кривые декомпрессионного плавления мантийных перидотитов в области перехода от гранатовой к шпинелевой фации; (г): Nb/Yb–Th [17] с кривыми плавления умеренно и сильно обогащенных редкими элементами гранатовых (Grt1 и Grt2) и шпинелевых (Sp1 и Sp2) лерцолитов. Заштриховано поле составов девонских базальтов Копьевского поднятия [7], пунктир – линия смешения расплавов из разных источников. На модельных кривых для перидотитов (диаграммы “в” и “г”) отмечена степень частичного плавления. Остальные условные обозначения см. на рис. 2.

Базаниты имеют более высокие значения La_N/Yb_N (17–37), чем долериты (5–10) при сходных в среднем концентрациях Yb 1.7–2 г/т, а также относительно широкий диапазон фракционирования тяжелых редких земель (Dy_N/Yb_N 1.8–2.5, исключая два значения 1,5). Согласно модели [5], образование щелочной магмы могло происходить в результате декомпрессионного частичного (1–2%) плавления мантийного лерцолита в области фазового перехода гранат–шпинель (рис. 3 в). Ксенолиты подобных перидотитов наблюдаются в некоторых диатремах вблизи Копьевского поднятия [8]. Для долеритов отмечается дискретность значений Dy_N/Yb_N (1.3–1.4 и 1.8–2; рис. 3 в), которая вероятна при смешении вещества из различных мантийных источников. Предполагается, что в данном случае парциальное (2–4%) плавление менее глубинного лерцолита шпинелевой фации и некоторое обогащение базальтовой магмы компонентом OIB-типа были вызваны тепловым и химическим воздействием сублитосферного мантийного плюма. По соотношениям REE его вещество могло иметь сходство с экспериментальными выплавками (4–6%) из гранатового перидотита (рис. 3 в).

Участие магм разного уровня глубинности и обогащения HFSE в базальтоидных извержениях Минусинского прогиба согласуется с моделью изобарного плавления лерцолита, основанной на соотношении Nb/Yb и Th в вулканических производных [17]. Базаниты сопоставимы с парциальными (0.5–1%) выплавками из лерцолита гранатовой фации, который рассматривается как умеренно обогащенный гипотетический источник в сублитосферной мантии (рис. 3 г). Составы долеритов распределяются преимущественно вдоль линии смешения вещества из разноглубинных перидотитовых субстратов гранатовой и шпинелевой фаций при степени их частичного (2.5 и 5%) плавления соответственно. В отличие от изученных вулканитов первичная магма более ранних девонских базальтов Копьевского поднятия могла поступать из сравнительно неглубокого очага с низкой степенью (1–5%) плавления шпинелевого лерцолита (рис. 3 г).

По геохимическим признакам изученные базальтоиды Минусинского прогиба имеют мантийную природу, однако только образование долеритов можно связать с главной фазой активности Сибирского плюма на рубеже перми и триаса [9]. Вероятно, его участием обусловлены режим плавления и смешение вещества разноглубинных источников в процессе генерации первичной магмы. Предполагается, что при формировании долеритов мантийный расплав частично взаимодействовал с материалом раннепалеозойских аккреционно-коллизионных комплексов ЦАСП, содержащих вещество IAB- и E-MORB-типа. Наблюдаемое относительное обогащение HFS- и LIL-элементами более поздних базанитов при высоком содержании MgO, Cr, Ni в них не согласуется с ординарным снижением степени плавления мантийного перидотита. Как правило, аномальное накопление редких элементов в подобных породах считают следствием дополнительного поступления в расплав материала амфиболовых или флогопитовых жил из перидотитов трансформированной субконтинентальной литосферной мантии [4, 5]. Выявленные особенности состава базанитов могут свидетельствовать о генезизе щелочно-мафитовой магмы в результате локального декомпрессионного плавления литосферной мантии, которая была модифицирована еще в период активности Сибирского плюма.