Геохимия, 2023, T. 68, № 4, стр. 341-366

ВВЕДЕНИЕ

Одной из важнейших проблем петрологии магматических комплексов является выяснение источников вещества. Для региональной геологии большое значение имеет систематика магматических пород по источникам вещества, способствующая решению вопросов образования и эволюции крупных геологических структур, металлогении и прогноза месторождений полезных ископаемых. Актуальность обозначенной выше проблемы определяется практически полным отсутствием достоверных сведений об источниках вещества базит-гипербазитовых комплексов Сихотэ-Алиня. Последнее обстоятельство связано со слабой степенью изученности пород современными геохимическими и изотопными методами. До настоящего времени отсутствовали изотопные данные, за исключением единичных определений изотопных отношений Sm и Nd (Крук и др., 2014) и Rb и Sr (Коваленко, Давыдов, 1991) в породах сергеевского комплекса. В геохимическом отношении в достаточной мере охарактеризованы только юрский меймечит-пикритовый и позднемиоцен-плиоценовый платобазальтовый комплексы (Геодинамика…, 2006).

Современные представления о мантийных резервуарах, служивших источниками вещества магматических пород, базируются на результатах изучения Sm–Nd, U–Pb, Rb–Sr и некоторых других изотопных систем в хондритовых метеоритах, а также в молодых магматических породах (DePaolo, Wasserburg, 1976; Hamet et al., 1978; Jcobsen, Wasserburg, 1980; DePaolo et al., 1991). В последнем случае принимается во внимание практическая идентичность изотопных характеристик источников вещества и характеристик генетически связанных с ними молодых магматических пород из-за незначительного времени, прошедшего с момента образования последних.

При анализе эволюции Sm–Nd изотопной системы в качестве мантийного резервуара принимается примитивная мантия или валовый состав силикатной Земли (BSE), который обычно принято отождествлять с однородным хондритовым резервуаром (CHUR) с современными значениями ¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd = 0.1967 (Sm/Nd = 0.325) и ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd = 0.512638 (Wasserburg et al., 1981; Фор, 1989). Мантийный резервуар с более высокими (относительно CHUR) значениями ¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd и ε_Nd > 0 рассматривается как деплетированная мантия (DM). Преобладает мнение, что часть легких REE из нее была вынесена при частичном плавлении в процессе образования земной коры (Hofmann, 1988), но некоторые ученые склонны связывать образование DM с процессами обособления ядра от CHUR 4.5–4.3 млрд лет назад (Allegre еt аl., 2001; Попов, 2003).

Кроме примитивной и деплетированной мантий существуют и другие мантийные резервуары (Zindler, Hart, 1986) – обогащенная мантия (ЕМ) (с пониженными относительно CHUR значениями ¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd и ε_Nd < 0), HIMU (аномально обогащенный U и Th относительно Рb), PREMA (Prevalent Mantle) (преобладающая мантия) (Zidler, Hart, 1986) и другие, образование которых обычно трактуется с позиций динамической модели взаимодействия коры и мантии (Hart, 1984).

Для идентификации основных мантийных и иных источников (DM, PM, EM и др.) наряду с изотопными отношениями широко применяются также геохимические параметры и построенные с их использованием разнообразные геохимические диаграммы. В данной работе для этих целей использованы диаграммы ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd–Sm/Nd и Zr/Y–Nb/Y, позволяющие получать согласующиеся между собой выводы.

Основной целью данных исследований являлась систематика базит-гипербазитовых комплексов Сихотэ-Алиня по источникам магм (на основе изотопных и геохимических данных) и предварительная общая оценка перспектив обнаружения генетически связанных с ними месторождений полезных ископаемых. Основными задачами исследований являлись: 1) выявление на основе собственных и литературных данных закономерностей в изменении изотопных (Nd) и геохимических (Sm/Nd, Nb/Y, Zr/Y) параметров базит-гипербазитовых комплексов, однозначно указывающих на тот или иной мантийный источник вещества; 2) выяснение возможной металлогенической специализации базит-гипербазитовых комплексов в зависимости от типа мантийного источника.

ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ПОЗИЦИЯ И НЕКОТОРЫЕ ОСОБЕННОСТИ ВНУТРЕННЕГО СТРОЕНИЯ ИЗУЧЕННЫХ МАГМАТИЧЕСКИХ КОМПЛЕКСОВ

Основные и ультраосновные породы играют определяющую роль в некоторых магматических комплексах Сихотэ-Алиня: древних калиновском (палеозой), сергеевском (кембрий?) и владимиро-александровском (кембрий?), юрском меймечит-пикритовом, палеоценовом ультраосновном-среднем (щелочном-субщелочном) и позднемиоцен-плиоценовом платобазальтовом. Авторами непосредственно изучены породы калиновского, сергеевского, владимиро-александровского и палеоценового комплексов, а также перидотитового массива окрестностей села Дальний Кут неизвестного возраста, которые, главным образом, и рассматриваются в данной публикации.

Габброиды сергеевского и калиновского комплексов слагают две цепочки аллохтонов (Казаченко и др., 2015), вблизи восточной и западной границ Самаркинского террейна (рис.1), соответственно. Самый крупный аллохтон восточной цепочки, расположенный на юге Сихотэ-Алиня, известен в качестве Окраинско-Сергеевского террейна. Значительную часть этого террейна слагают габброиды сергеевского и рвущие их позднекембрийские-раннеордовикские гранито-гнейсы таудеминского комплексов (Ханчук, 2000; Коваленко, Давыдов, 1991; Крук и др., 2014). Габброиды содержат тектонические блоки (размером до 1 × 3 км) и ксенолиты глубоко метаморфизованных пород авдокимовского комплекса. Он представлен амфиболитами, плагиоклаз-амфиболовыми и кварц-плагиоклазовыми сланцами, кальцифирами (Коваленко, Давыдов, 1991), а также другими породами, иногда сохранившими структурные признаки габброидов или базальтов. На габброидах сергеевского комплекса залегают верхнедевонские туфы (Синица, 2004), а на гранитах – пермские морские, наземные, вулканические и осадочные отложения (Ханчук, 2000). На древних породах Окраинско-Сергеевского террейна сформировались палеозойские рифовые массивы Таухинского террейна (Казаченко и др., 2015). Габброиды сергеевского комплекса считаются метагаббро (Коваленко, Давыдов, 1991) или амфиболовыми габбро- и диорито-гнейсами (Ханчук, 2000). По данным С.М. Синицы (Синица, 2004) по химическому составу они относятся к ряду “габбро-кварцевый диорит”. Породы метаморфизованы в эпидот-амфиболитовой фации (Коваленко, Давыдов, 1991) и во многих случаях имеют гнейсовидную или полосчатую текстуру, обусловленную изменчивостью количественных соотношений амфибола и плагиоклаза. Для пород сергеевского комплекса являются характерными зоны дробления, перекристаллизации и ретроградного метаморфизма в условиях фации зеленых сланцев (Крук и др., 2018), как правило, конформные полосчатости. Согласно С.М. Синице (Синица, 2004), габброиды сергеевского комплекса имеют додевонский возраст, так как в некоторых местах выступают из-под базальных девонских отложений. Окраинско-Сергеевский террейн образует тектонические покровы и клиппы на Самаркинском террейне юрской аккреционной призмы и совместно с последним смят в складки (Ханчук, 2000). На юге Окраинско-Сергеевского террейна присутствуют выходы серпентинитового меланжа (бухты Мелководная, Каплунова и др.) и перидотитового Владимиро-Александровского массива, а в северной части расположен базит-гипербазитовый массив ключа Кириенкова. Владимиро-Александровский расслоенный массив (0.1–0.7 × 3 км) сложен, главным образом, перидотитами, пироксенитами и габбро. Снизу вверх оливиновые разности сменяются пироксен-роговообманковыми, а наиболее поздние габброидные, троктолитовые и анортозитовые разности образуют маломощные (10–20 см) полосы и, иногда, секущие жилы (Государственная геологическая карта Российской Федерации. Масштаб 1 : 1 000 000 (третье поколение). Лист (L-(52), 53; (K-52, 53) – оз. Ханка. Объяснительная записка. – СПб.: картографическая фабрика ВСЕГЕИ. 2011. 684 с). Радиологический возраст пород (K–Ar метод) составляет 563 и 572 млн лет, на основании чего возраст принимается как кембрийский. Породы Владимиро-Александровского массива по Р.А. Октябрьскому прорывают габброиды сергеевского комплекса (Октябрьский, 1971), однако, по современным представлениям, они слагают тектоническую пластину (Государственная геологическая карта РФ, 2011). Аллохтоны относимого к среднему палеозою калиновского комплекса (Самаркинский, Чугуевский, Бреевский и др.) состоят из сильно измененных кортландитов, верлитов, вебстеритов, пироксенитов, габброноритов, норитов, габбро, дунитов, троктолитов и лерцолитов (Октябрьский, 1971). По данным А.И. Ханчука и С.В. Высоцкого (Ханчук, Высоцкий, 2016), в пределах аллохтонов сохранились фрагменты разрезов. Их нижние части сложены серпентинизированными гарцбургитами и дунитами. Выше залегают плагиоклазовые дуниты, верлиты, клинопироксениты, троктолиты и оливиновые габбронориты. Габброидная часть разреза представлена двупироксеновыми и клинопироксеновыми габбро. Первичные взаимоотношения между отдельными частями ассоциации, которую упомянутые выше авторы относят к офиолитовой, нарушены наложенными тектоническими процессами (Ханчук и др., 1989). В Бреевском аллохтоне, в нижней части разреза залегают серпентинизированные дуниты и лерцолиты, которые выше через плагиоклазовые перидотиты постепенно переходят в троктолиты с полосчатой текстурой, в верхней части распространены полосчатые роговообманковые габбро-нориты и габбро (Щека и др., 1973). В переходной зоне присутствуют тела верлитов и пироксенитов. Разнообразные по форме жилы и тела габбро-пегматитов пересекают породы расслоенного комплекса. По наиболее ранним представлениям калиновские габброиды и габброиды Окраинско-Сергеевского террейна слагали единый комплекс меланократового основания, на котором были заложены структуры Сихотэ-Алиня. По А.И. Ханчуку габброиды калиновского комплекса образовались в основании океанического плато (Ханчук, Панченко, 1991). По результатам предыдущих исследований (Казаченко и др., 2015) габброиды сергеевского и калиновского комплексов, а также породы Владимиро-Александровского массива имеют общий мантийный источник магматического материала – примитивную мантию (BSE). Значения возраста габброидов, полученные методами абсолютной геохронологии, изменяются в широких пределах. Для сергеевского комплекса они составляют около 2.1 млрд лет (Rb–Sr метод, Коваленко, Давыдов, 1991), 463.1 млн лет и 1.9 млрд лет (возраст циркона, U–Pb метод, Аленичева и др., 2009), 486.2 млн лет (возраст метаморфизма и мигматизации по амфиболу из жилы лейкосомы мигматита, Ar–Ar метод, Крук и др., 2011), 479–489 млн лет (возраст цирконов, U–Pb метод, Крук, 2018) и др. Для калиновского комплекса указывались значения 410 млн лет (возраст роговой обманки из пегматоидного габбро, K–Ar метод, Кемкин, Ханчук, 1993), 230 млн лет (возраст роговой обманки из метагаббро, K–Ar метод, Ishiwatari, Tsujimori, 2003) и 255 млн лет (возраст циркона, U–Pb метод; близкие значения получены Ar–Ar методом для плагиоклаза, амфибола и биотита, а также амфибола и ортопироксена в одной навеске из амфиболового габбро, Голич, Высоцкий, 2020).

Рис. 1.

Положение изученных объектов в Сихотэ-Алине. Тектоническая основа по Ханчуку А.И. (Геодинамика, магматизм и металлогения Востока России, 2006) с авторскими изменениями. 1 – ХН – Ханкайский массив, БР – Буреинский массив; 2 – юрские террейны (фрагменты аккреционных призм): СM – Самаркинский, НБ – Наданьхада-Бикинский; 3 – калиновские габброиды (девон?); 4 – Окраинско-Сергеевский террейн (СР) и его фрагменты, включенные в структуры юрской аккреционной призмы и испытавшие вместе с ними цикл син- и постаккреционных преобразований; 5, 6 – раннемеловые террейны-фрагменты: 5 – неокомовской аккреционной призмы (ТУ – Таухинский); 6 – приконтинентального спредингового турбидитового бассейна (ЖР –Журавлевско-Амурский); 7 – баррем-альбской островодужной системы (КМ – Кемский); 8 – альбской аккреционной призмы (КС – Киселевско-Маноминский); 9 – левые сдвиги, в том числе: КК – Куканский, АР – Арсеньевский, МФА – Мишань-Фушуньский (А-лчанский), ЦСА – Центральный Сихотэ-Алинский, ФР – Фурмановский; 10 – надвиги; 11 – места отбора образцов: 1 – окрестности с. Сергеевка (породы сергеевского и авдокимовского комплексов), 2 – окрестности с. Каменка (сергеевский и авдокимовский комплексы), 3 – окрестности с. Верхняя Бреевка (бреевский карьер, калиновский комплекс), 4 – окрестности с. Владимиро-Александровское (Владимиро-Александровский массив), 5 – окрестности с. Дальний Кут (массив Дальнего Кута), 6 – Мокрушинская площадь (палеоценовый комплекс, эксплозивная структура).

Базит-гипербазитовый массив окрестностей села Дальний Кут сложен однообразными серпентинизированными оливинитами и дунитами (Щека и др., 1973). В его краевых частях встречается клинопироксен, слагающий иногда мономинеральные мелкозернистые гнезда и жилоподобные сегрегации с эмульсионной вкрапленностью сульфидов. Изредка встречаются секущие жилы крупнокристаллического пироксенита. Вдоль разрывных тектонических нарушений породы массива были подвергнуты интенсивной карбонатизации, а по богатым клинопироксеном участкам образовались мономинеральные зоны, состоящие из пренита или датолита.

Палеоценовые эксплозивные структуры, сложенные породами ультраосновного-среднего и субщелочного-щелочного состава (Перевозникова и др., 2018), с которыми связаны родингиты и Au–Pd–Pt минерализация (Перевозникова, Казаченко, 2017), присутствуют на Мокрушинской и Широкопаднинской площадях Ольгинского рудного района (рис. 1). Они сложены флюидолитами, лампроитоподобными флогопит-оливиновыми, а также слюдисто-полевошпатовыми (расслоенными) и амфибол-полевошпатовыми породами, которые по минеральному составу, в основном, соответствуют керсантитам, минеттам и амфиболовым лампрофирам, но отличаются от классических представителей этих пород текстурными и структурными особенностями. К этому же комплексу относятся субщелочные горнблендиты и карбонатитоподобные породы. K–Ar возраст флогопита из флогопит-оливиновых пород составляет 64.03 ± 3.2 млн лет (Перевозникова и др., 2018). Близкие к нему значения возраста получены K–Ar методом (по породам) для слюдисто-полевошпатовых пород (59.7 ± 1.9; 56.7 ± 1.9; 61.8 ± 1.9). Имеющиеся в настоящее время данные (Казаченко и др., 2019) указывают на присутствие в Таухинском террейне палеоценовых структур, содержащих все основные элементы трубок взрыва – диатремы (флюидолиты и карбонатитоподобные пород), жерла (горнблендиты, слюдисто-полевошпатовые и амфибол-полевошпатовые породы), а также корневой части, представленной дайками флогопит-оливиновых пород.

МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЙ

Для минералогических и геохимических исследований были использованы представительные образцы и пробы магматических пород. Определение содержаний редких элементов (табл. 1) выполнено в лаборатории аналитической химии ДВГИ ДВО РАН методом масс-спектрометрии с индуктивно-связанной плазмой на спектрометре Agielent 7500 с (AgielentTechnologies, США). Особенностью пробоподготовки являлось сплавление навески с метаборатом лития. В качестве внутренних стандартов использовались In и Bi при конечной концентрации их в растворе 10 ppb. Для контроля качества результатов измерений применялись стандартные образцы состава горных пород: JG-3, JB-3, JA-2 Геологической службы Японии и СГ-3 (ГСО № 3333-85), СТ-2 А (ГСО № 8671-2005), Россия. Значения относительного среднеквадратичного отклонения для большинства элементов составляют 5–15% (для Hf – 15–20%), что соответствует критериям качества выполнения элементного анализа, принятых в геохимических исследованиях. Пределы обнаружения составляли (г/т): Y, Nb, La, Ce – 0.01, Zr – 0.02, Pr, Sm, Eu, Tb, Er, Yb, Lu – 0.002, Nd – 0.005, Gd, Ho, Tm – 0.003, Dy – 0.001, Hf – 0.004, Cr – 0.9, Co – 0.03, Ni, Zn – 0.3, Cu – 0.1.

Пробоподготовка и измерения изотопного состава Nd в породах сергеевского, владимиро-александровского и калиновского комплексов (табл. 1) выполнены в Геологическом институте Кольского научного центра РАН по методике, описанной в (Кунаккузин и др., 2015). Для химического разложения проб использовалась навеска массой 50–100 мг, к которой добавлялось соответствующее количество раствора смешанного трассера ¹⁴⁹Sm–¹⁵⁰Nd. После этого она обрабатывалась концентрированной плавиковой кислотой (5–10 мл) и выдерживалась сначала 1.5–2 ч при комнатной температуре, а затем в тефлоновом вкладыше автоклава в сушильном шкафу при температуре 170°С в течение нескольких часов. После разложения выпаривали досуха HF и образовавшиеся фториды переводили в хлориды путем упаривания образца 2–3 раза в 4.5–6 N HCl. Сухой остаток растворяли в 1 мл 2.3 N HCl и загружали на первую хроматографическую колонку с катионитом Dowex 50W-8 (200–400 меш). Выделенную с применением ступенчатого элюирования 2.3 и 4.5 N HCl фракцию РЗЭ выпаривали досуха, растворяли в 0.1 N HCl и загружали на вторую колонку с ионитом HDEHP на твердом носителе KEL-F. Отобранные фракции Sm и Nd выпаривали, после чего они уже были готовы для последующего масс-спектрометрического анализа. Анализы выполнялись на 7-канальном твердофазном масс-спектрометре Finnigan-MAT 262 (RPQ) в статическом двухленточном режиме с использованием рениевых и танталовых лент. Среднее значение отношения ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd в стандарте LaJolla за периоды измерений составило 0.511835 ± 18 (N = 15). Погрешность измерения изотопного состава Nd в индивидуальном анализе не превышала 0.004%. Холостое внутрилабораторное загрязнение по Nd и Sm составляло 0.3 и 0.06 нг, соответственно, а точность определения их концентраций – ±0.5%. Изотопные отношения нормализованы по ¹⁴⁶Nd/¹⁴⁴Nd = 0.7219 и пересчитаны на принятую величину ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd в стандарте LaJolla = 0.511860.

Определение изотопного состава Nd в породах палеоценового комплекса (табл. 2) проводилось в Институте геологии и геохронологии докембрия РАН (г. Санкт-Петербург) на многоколлекторном твердофазном масс-спектрометре Triton по методике, описанной в (Саватенков и др., 2004). Разложение образцов в присутствии Rb-Sr и Sm-Nd тpaccepa проводилось смесью концентрированных кислот НF и НNО₃ в пропорции 5 : 1 при температуре 115°С в течение 48 ч в плотно закрытых тефлоновых бюксах. Фториды, оставшиеся после разложения и выпаривания, удалялись концентрированной HCl на горячей плитке. Химическое разделение Rb, Sr и РЗЭ проводилось на стандартных катионобменных колонках (Bio-Rad АG 50 Wx8-200-400 mesh) объемом 2 мл с последующей очисткой стронция на этих же колонках. Sm и Nd из фракции РЗЭ выделялись по методике, описанной в (Richard et al., 1976).

Воспроизводимость результатов определения концентраций Sm и Nd, вычисленная на основании многократных анализов стандарта BCR-1, составляла ±0.5%, а величина холостого опыта – 0.5 нг, соответственно. В результате анализа стандартного образца BCR-1 (по 6 измерениям) получены следующие значения: [Nd] = 28.13 мкг/г, ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd = 0.512642 ± 14. За период измерений величина ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd в стандарте La Jolla составила 0.511847 ± 8 (2σ, 12 измерений). Изотопный состав Nd нормализован по величине ¹⁴⁶Nd/¹⁴⁴Nd = = 0.7219 и приведен к табличному значению стандарта La Jolla¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd = 0.511860.

Диагностика минералов производилась под микроскопом в проходящем и отраженном свете и подтверждалась определением их составов. Анализы минералов (в аншлифах) выполнены в ДВГИ ДВО РАН на рентгеноспектральном микроанализаторе JXA8100 с тремя волновыми спектрометрами и энергодисперсионным спектрометром (ЭДС) INCAx-sight (табл. 3–6) при ускоряющем напряжении 20 kV и токе 1 × 10^–8 A. Содержания всех элементов определялись с помощью ЭДС. Угол отбора излучения составлял 45°, локальность анализа – 1 мкм. Количественный анализ производился по процедуре PhyRoZ (стандартной программе энергодисперсионного анализатора Link ISIS) с применением пользовательского (не заводского) набора эталонов. Стандартами являлись: на O, Mg, Si, Ca – CaMgSi₂O₆ (голубой диопсид); F, Ba – BaF₂; Na, Al – NaAlSi₃O₈ (альбит); P – InP; S, Fe – FeS₂; Cl – Cs₂ReCl₆; K – KNbO₃; Cr – Cr₂O₃; Mn, Ti – MnTiO₃; Co – Co (металл); V – V (металл); Zn – ZnS; Zr – ZrSiO₄; Hf – Hf₂O; La – LaPO₄; Ce – CePO₄; Nd – NdPO₄; Pr – PrPO₄; Pt – Pt (металл).

Аналитическая погрешность (относительное стандартное отклонение) не превышала: 1) при концентрациях элемента от 1 до 5 мас. % – ±10 отн. %; 2) от 5 до 10 мас. % – ±5 отн. %; 3) свыше 10 мас. % – ±2 отн. %. Предел обнаружения, в зависимости от элемента, изменялся от 0.04 до 0.1 мас. %. Для обеспечения электропроводимости применялось графитовое напыление.

РЕЗУЛЬТАТЫ ИССЛЕДОВАНИЙ

Статья базируется на результатах анализа и обобщения петрохимических, геохимических и изотопных данных, как собственных, так и заимствованных из публикаций других авторов (Геодинамика,…, 2006; Октябрьский, 1971; Ханчук, Панченко, 1991; Коваленко, Давыдов, 1993; Синица, 2004). Использованы также материалы минералого-петрографических исследований образцов пород изученных комплексов, особенно сергеевского и авдокимовского, наиболее сильно измененных метаморфическими процессами.

Минералого-петрографическая характеристика изученных комплексов

Петрография, петрохимия и минералогия габброидов калиновского и сергеевского комплексов с разной степенью детальности рассматривались в работах Р.А. Октябрьского (Октябрьский, 1971), А.И. Ханчука с соавторами (Ханчук, Высоцкий, 2016; Ханчук, Панченко, 1991), С.В. Коваленко и И.А. Давыдова (Коваленко, Давыдов, 1991), С.Н. Синицы (Синица, 2004), В.Т. Казаченко с савторами (Казаченко и др., 2015) и других авторов.

Из-за метаморфизма пород Бреевского аллохтона (далее, бреевские габброиды) (калиновский комплекс) и окрестностей с. Дальний Кут, а также окрестностей сел Сергеевка и Каменка (далее, сергеевские и каменские габброиды) (Окраинско-Сергеевский террейн и Каменский аллохтон), их диагностика по минеральному составу во многих случаях затруднительна. В сергеевских и каменских габброидах (сергеевский комплекс) иногда встречаются альбит-хлорит-эпидот-амфиболовые (с Ti-магнетитом, титанитом, рутилом и апатитом) сланцы и разности, частично сохранившие структурные признаки базальтов. Эти породы, вместе с измененными габбро слагают включения в сергеевских и каменских габброидах и относятся к авдокимовскому комплексу (Коваленко, Давыдов, 1991).

Среди изученных авторами образцов габброидов сергеевского комплекса присутствуют габбро и, в меньшей мере, породы, близкие по химическому составу к троктолитам. Образцы сергеевского габбро сложены, в основном, сильно измененным, неоднородным по составу идиоморфным плагиоклазом (до 65 мол. % An) с мельчайшими включениями цельзиана и ксеноморфным паргаситом с рассеянными в них мелкими кристаллами апатита и титанита (рис. 2а). Анализы основного плагиоклаза и цельзиана из-за изменений плохо рассчитываются на кристаллохимические формулы (табл. 3). Паргасит (табл. 3) вдоль трещин и плоскостей спайности местами замещен хлоритом. С возрастанием степени изменения породы в паргасите появляются включения ильменита, а по плоскостям спайности- пластинки титанита (рис. 2б). Первичный плагиоклаз иногда не сохраняется, но присутствуют многочисленные участки позднего альбита и червеобразные выделения кварца. Иногда порода представлена реликтовыми кристаллами паргасита и полуразложенного пироксена в мелкокристаллической массе из паргасита, пирротина (Fe_0.84Ni_0.02)_0.86S_1.00, циркона, апатита, эпидота, алланита (Се-) и титанита (с включениями ильменита). Пироксен – салит (табл. 3). Отдельные участки породы состоят из эпидота или альбита. Встречаются участки мелкокристаллического (более магнезиального по сравнению с упомянутым реликтовым) пироксена с червеобразными выделениями альбита. Циркон присутствует в виде кристаллов диаметром доли мкм, трассирующих прерывистые линейные зонки.

Рис. 2.

Внутреннее строение древних габброидов Сихотэ-Алиня. а, б – измененное габбро сергеевского комплекса: Окраинско-Сергеевского террейна (на рис. 2б – по плоскостям спайности паргасита более светлые пластинчатые выделения сложены титанитом); в – измененная порода авдокимовского комплекса (из включений в габброидах Каменского аллохтона); символы минералов: Аб – альбит, Ам – амфибол, Ап – апатит, Ил – ильменит, Кв – кварц, Пл – плагиоклаз, Ти – титанит, Хл – хлорит.

Встречаются также единичные более крупные (диаметром 100–150 мкм) кристаллы. Измененная порода сергеевского комплекса, по содержанию SiO₂ и Al₂O₃ близкая к троктолиту, сложена паргаситом с включениями измененного плагиоклаза непостоянного состава (75–46 мол. % An) и его богатой Ba разновидности (табл. 3). Во всем объеме породы присутствует “сыпь” из мельчайших выделений ильменита и апатита. Встречаются также эпидот, ильменит, апатит, V-содержащий титанит, пирит и пирротин. Габбро Каменского аллохтона сложено андезин-лабрадором и ферропаргаситом (табл. 4). Встречаются циркон, фтор- и гидроксилапатит, ильменит, хлорит, эпидот и другие минералы. Обнаружено мелкое зерно платины, возможно, содержащей некоторое количество Fe.

Габбро из включений в сергеевских габброидах метаморфизованы и в некоторых случаях почти превращены в сланцы. Эти породы, вероятно, совсем не содержащие первичных минералов, сложены, главным образом, амфиболом переменного состава – от чермакита и феррочермакита до магнезиальной роговой обманки, альбитом, хлоритом, эпидотом и пренитом (табл. 5). Встречаются V-, Cr- и Со-содержащий титаномагнетит, магнетит, рутил, пирит, апатит и кальцит. В магнезиальной роговой обманке иногда присутствуют кристаллы V-содержащего титанита (с включениями ильменита) и более раннего чермакита с решеткой распада твердого раствора, выполненной ильменитом. По амфиболу обеих генераций развиты хлорит, эпидот и альбит-эпидотовые агрегаты с мелкими зернами циркона, вкрапленностью и гнездами пирротина и халькопирита. Ильменит иногда образует каемки замещения вокруг кристаллов рутила. Альбит содержит до 5 мол. % анортитового минала. Базальты из включений в сергеевских габброидах нацело превращены в амфибол-альбит-хлоритовую породу с большим количеством мелких выделений магнетита, включениями титанита (табл. 5), апатита, рутила, циркона и прожилками хлорит-эпидотового состава. Встречаются крупные кальцитовые участки с халькопиритом. Габбро из включений в габброидах Каменского аллохтона сложены амфиболом, состав которого изменяется от чермакита до эденита, альбитом-олигоклазом (1–14 мол. % An), хлоритом, эпидотом, магнетитом, ильменитом, V-содержащими титаномагнетитом (табл. 6) и титанитом, а также апатитом и бастнезитом. Отличительной особенностью, по сравнению с габбро из включений в сергеевских габброидах, является только присутствие фтористой разновидности апатита и редкоземельного карбоната. Иногда эти породы в результате метаморфизма практически превращены в ильменит (титаномагнетит)-альбит-хлорит-амфиболовые сланцы (рис. 2в). Отдельные прослои имеют титанит-магнетит-амфиболовый (с эпидотом и кварцем), амфибол-эпидотовый (с магнетитом), кварц-эпидотовый и магнетит-амфибол-кварц-эпидотовый состав. Встречаются прожилки кальцита.

В ультрабазитах Бреевского аллохтона и окрестностей с. Дальний Кут из первичных минералов лишь изредка встречаются реликтовые оливин, пироксен и шпинель. Первичный плагиоклаз обычно нацело замещен смесью кварца, альбита, слюды, карбоната и других минералов. В изначально богатых оливином разностях резко преобладают серпентин и магнетит. Для остальных характерно обилие роговой обманки в виде крупных таблитчатых кристаллов и более мелких, явно более поздних выделений.

Эксплозивные структуры Мокрушинской и Широкопаднинской площадей Ольгинского района сложены породами палеоценового комплекса (Перевозникова и др., 2018). Флогопит-оливиновые породы дайковой фации содержат фенокристаллы, представленные богатым Cl флогопитом, титаномагнетитом, богатым Mn ильменитом и Cl-содержащим F-апатитом. Основная масса сложена марганцовистым гортонолитом, богатым Cl флогопитом, пирофанитом и Cl-содержащим F-апатитом. В породах присутствует комплекс более поздних минералов – серпентин, тальк, карбонаты, магнетит, хлорит, брейтгауптит, кобальтин, соединения Bi и Te, палладистое и т. н. “медистое золото”, выполняющие межзерновое пространство, маломощные зонки эксплозивного дробления и прожилки. Слюдисто-полевошпатовые породы жерловой фации характеризуются присутствием автолитов. Главными минералами являются биотит, плагиоклаз, калиевый полевой шпат; второстепенными – марганцовистый ильменит, титанит, магнетит, апатит, алланит, циркон и монацит. Эти щелочные породы слагают расслоенные тела. Состав прослоев изменяется от слюдистого до полевошпатового с небольшим количеством слюды. Горнблендиты жерловой фации, содержащие автолиты и обломки рутил-титанитовых симплектитов, сложены Cl-содержащим амфиболом паргасит-актинолитового состава. Горнблендиты содержат зерна марганцовистого ильменита, V-содержащего рутила и титанита. Амфибол-полевошпатовые породы жерловой фации состоят из фенокристаллов амфибола и амфибол-полевошпатовой (лабрадор-битовнитовой) основной массы с обильными выделениями ильменита. В карбонатитоподобных породах встречаются кристаллы богатого V и Zn хромшпинелида и V-, Cr-, Zn-содержащего магнетита, а также прожилки и гнезда обогащенного V и Cr хлорита. Флюидолиты внешне напоминают туфы, туффизиты, туфобрекчии и брекчии с обломками осадочных и магматических пород. Цемент флюидолитов состоит из раздробленного и перекристаллизованного материала осадочных пород или представляет собой продукты кристаллизации “кашицы” или “грязевой” смеси, состоящие из мелких обломков пород, зерен калиевого полевого шпата, плагиоклаза, кварца и других минералов в калишпатовой матрице. Родингитовые ассоциации развивались по раздробленным микрокристаллическим амфибол-полевошпатовым породам и горнблендитам жерловых фаций, по магматическому цементу брекчий с обломками вмещающих осадочных пород и по присутствующим в флюидолитах обломкам горнблендитов. Присутствуют, кроме того, небольшие тела массивных родингитов в осадочных отложениях, образовавшиеся в результате замещения мелких интрузивных тел основного состава. Родингиты сложены пироксеном, гранатом, везувианом, эпидотом, пренитом, амфиболом, хлоритом, плагиоклазом, калиевым полевым шпатом, апатитом, цирконом, титанитом и другими минералами.

Подробно породы палеоценового комплекса рассмотрены в предыдущих публикациях (Казаченко и др., 2013; Перевозникова и др., 2018; Перевозникова, Казаченко, 2017; Казаченко и др., 2019).

Результаты петрохимических, геохимических и изотопных исследований

В результате выполненных в последние годы исследований определены содержания породообразующих и редких элементов (Приложение, табл. 1–5), и изотопные отношения Nd (табл. 1, 2) в базитах и ультрабазитах массивов Владимиро-Александровский и Дальнего Кута, сергеевского, авдокимовского и калиновского комплексов, а также в породах палеоценовых эксплозивных структур Сихотэ-Алиня. Базиты сергеевского и калиновского комплексов относятся преимущественно к толеитовой и высококалиевой известково-щелочной сериям. На разнообразных петрохимических диаграммах (Приложение, рис. 1) габброиды Владимиро-Александровского массива, калиновского и сергеевского комплексов обычно образуют три общих тренда или поля – ультрабазитов малоглиноземистой (дунит-перидотит-пироксенитовой) и глиноземистой (дунит-троктолит-анортозитовой) серий, а также габбро, базальтов и диабазов. Судя по REE-спектрам для пород Владимиро-Александровского массива, сергеевских и каменских габброидов характерно обогащение легкими REE относительно тяжелых, а для присутствующих в них включений базитов авдокимовского комплекса, а также для ультрабазитов Бреевского аллохтона и дунитового массива с. Дальний Кут – тяжелыми относительно легких (Приложение, рис. 2, табл. 4). Ультрабазиты Бреевского аллохтона отличаются от основных пород окрестностей с. Сергеевка и Каменка высокими содержаниями Cr, Ni, Cu, Zn (табл. 1).

Состав слагающих палеоценовые эксплозивные структуры магматических пород, согласно петрохимическим данным (Приложение, табл. 2, 3) изменяется от ультраосновного до среднего и от субщелочного до щелочного (Приложение, рис. 3). Магматические породы характеризуются преобладанием K над Na (K₂O/Na₂O = 1.1–10.2, а иногда и более). За редким исключением, они обогащены Cl, содержание которого иногда достигает 0.77 мас. %. Породам палеоценового комплекса свойственно переменное, но в целом высокое содержание Fe, Ti и P, постоянное наличие Cl (десятые доли мас. %) в слюдах, амфиболах и в апатите.

Рис. 3.

Положение точек пород некоторых базит-гипербазитовых комплексов Сихотэ-Алиня на диаграмме ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd–Sm/Nd. 1, 2: Метагаббро авдокимовского комплекса из включений в базитах сергеевского комплекса (1), перидотиты массива окрестностей с. Дальний Кут (2); 3–6: дуниты, троктолиты и анортозиты Владимиро-Александровского массива (3), бреевские троктолиты, оливиниты и другие породы (4), каменские (5) и сергеевские (6) габбро; 7 – горнблендиты, флогопит-оливиновые, слюдисто-полевошпатовые, амфибол-полевошпатовые и другие породы палеоценового комплекса; 8 – хондриты по (Костицын, 2004); DM и PM (в кружках) – деплетированная по (DePaolo et al., 1991) и примитивная (Wasserburg et al., 1981) мантии, соответственно; цифры в кружках – номера трендов. Использованы измеренные отношения изотопов и концентрации элементов.

Флогопит-оливиновые породы дайковой фации относятся к щелочным ультраосновным, ультражелезистым и высокомагнезиальным породам калиевой серии (K₂O/Na₂O ≥ 9). Для них характерно низкое содержание TiO₂, Al₂O₃, P₂O₅, CaO и Na₂O и необычайно высокое содержание MnO (Приложение, табл. 2, 3). Флогопит-оливиновые породы обогащены Cl, Co, Ni, Zn, Nb, Rb, Zr, Sn и Ba (Приложение, табл. 5).

Слюдисто-полевошпатовые породы слагают расслоенные тела с мощностью прослоев от десятых долей мм до нескольких десятков см. Минеральный состав прослоев изменяется от слюдистого до полевошпатового с небольшим количеством слюды (Приложение, рис. 4). Химический состав прослоев изучен на микроанализаторе методом многократного площадного сканирования разных участков и определения средних содержаний породообразующих оксидов (Приложение, табл. 2). Согласно полученным данным (Приложение, табл. 2, 3), слюдисто-полевошпатовые породы, отличающиеся низким содержанием MgO, переменным, но в целом высоким содержанием (FeО + Fe₂О₃), P₂О₅ и TiО₂, располагаются в поле щелочных пород (Приложение, рис. 3). Калий обычно преобладает над Na (K₂O/Na₂O = 1.01–6.57), но встречаются и обратные соотношения. Эти породы являются продуктами кристаллизации не расслоенной магмы основного состава (поле I на рис. 3 Приложения) и расслоенной в потоке – на ультраосновную богатую летучими и Fe (поле II на рис. 3 Приложения) и среднюю, бедную ими (поле III на рис. 3 Приложения) (Перевозникова и др., 2018).

Рис. 4.

Положение точек габброидов Сихотэ-Алиня на диаграмме Nb/Y–Zr/Y (Condie, 2005). 1–6 – габброиды Сихотэ-Алиня: метабазиты авдокимовского комплекса (1), сергеевские и каменские габброиды (2), габброиды владимиро-александровские (3), бреевские (4), Дальнего Кута (5), диориты бухты Мелководной (6); 7, 8 – породы эксплозивных структур палеоценового ультраосновного-среднего щелочного-субщелочного комплекса Таухинского террейна Сихотэ-Алиня (Перевозникова, Казаченко, 2017): родингиты (7) и магматические амфибол-полевошпатовые и слюдисто-полевошпатовые породы (8); 9, 10 – меймечиты (9) и платобазальты (10) Сихотэ-Алиня (Геодинамика, магматизм и металлогения Востока России, 2006). Тренды 1–3 выделены на основании закономерного расположения точек пород базит-гипербазитовых комплексов на диаграммах Nb/Y–Zr/Y, построенных по литературным данным (см. ниже).

Горнблендиты – субщелочные породы, обогащены Cl, V, Cr, Ni и Zn, а амфибол-полевошпатовые породы, имеющие основной состав – Са, Ti, V, Cr, Ni, Sr, Zr, Nb, Mo, Ba, REE и W (Перевозникова и др., 2018).

Из имеющегося на данный момент авторского аналитического материала по базит-гипербазитовым комплексам Сихотэ-Алиня для данной статьи основное значение имеют величины ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd и Sm/Nd, а также Zr/Y и Nb/Y, сопряженное изменение которых, как следует из анализа большого объема литературных данных (см. ниже), позволяет получить информацию об источнике вещества.

Значения ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd в породах Владимиро-Александровского массива и калиновского и сергеевского комплексов изменяются в относительно небольших пределах, несколько отличаясь от современного значения в примитивной мантии (BSE), главным образом, в большую (калиновский комплекс) или меньшую (прочие) сторону. Габброиды авдокимовского комплекса из включений в породах сергеевского комплекса отличаются более высокими значениями ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd, в отдельных случаях приближающимися к значениям в деплетированной мантии. Породы палеоценового комплекса по значениям этого параметра занимают промежуточное положение. Для пород Владимиро-Александровского массива, калиновского комплекса и включений базитов в породах сергеевского комплекса характерным является закономерное сопряженное изменение параметров ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd и Sm/Nd, вследствие чего их точки на диаграмме ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd–Sm/Nd (рис. 3) образуют хорошо выраженные тренды. Для пород палеоценового комплекса, точки которых на диаграмме образуют поле, подобная закономерность не характерна.

Большинство точек пород авдокимовского комплекса из включений в сергеевских и каменских габброидах на диаграмме (рис. 4) размещены вблизи точки верхней деплетированной мантии (в поле N-MORB). На диаграмме, кроме того, четко проявлен тренд (1), начинающийся вблизи точки примитивной мантии, на котором располагаются все точки сергеевских габброидов и владимиро-александровских ультрабазитов. Две точки каменских габброидов из-за высокого Zr/Y-отношения расположены примерно на продолжении этого тренда за пределами рисунка. Точки магматических пород Мокрушинской площади на диаграмме Nb/Y–Zr/Y образуют тренд, начинающийся в точке рециклированной коры (рис. 4). Исключение составляют флогопит-оливиновые породы Мокрушинской площади с очень высоким значением Zr/Y (точка расположена за пределами диаграммы).

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

На диаграмме (рис. 5) точки пород офиолитовых комплексов, трапповых провинций, отдельных расслоенных интрузий, базальтов крупных изверженных провинций, с мантийными по авторам публикаций источниками вещества образуют две обособленные друг от друга группы хорошо выраженных трендов. Тренды начинаются (или их продолжения проходят) вблизи точки DM или PM (в зависимости от источника магматического материала) и протягиваются в область с более высокими, характерными для реститов (Фор, 1989) и более низкими (для магматических пород) значениями ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd и Sm/Nd. Магматические образования Довыренского комплекса на диаграмме образуют два тренда, соответствующих относительно близким (судя по углам наклона) по возрасту интрузивным породам и базальтам или высокотитанистым базальтам с двумя разными источниками магматического материала – сильно деплетированным (DM) и сильно обогащенным, что в полной мере соответствует выводам авторов публикации (Арискин и др., 2015). Точки подушечных лав, габбро офиолитового комплекса и породы пикробазальт-тоналитовой серии силло-дайкового комплекса хр. Дариби образуют три отдельных тренда, указывающих на источник вещества, близкий к DM. Для пикробазальт-тоналитовой серии силло-дайкового комплекса характерен значительный разброс точек на диаграмме из-за контаминации коровым материалом (или сложного, по авторам, взаимодействия расплавов из разных источников). Точки палеозойских долеритов дайковых “роев” восточной части Фенноскандинавского щита, тоже связанных с мантийным источником магм, вместо тренда образуют поле, вытянутое в сторону точки DM. Разброс точек в этом случае связан, очевидно, с тем, что, как отмечают авторы (Арзамасцев, Ву, 2014), типичные для дайковых тел широкие вариации первичных изотопных составов Nd обусловлены, по-видимому, контаминацией коровым материалом в процессе подъема к поверхности и при консолидации в условиях относительно маломощных расколов докембрийского фундамента. Несколько различающиеся по возрасту метагабброиды, трахитоидные габбро-нориты и массивные габбро-нориты Монче-Тундры образуют самостоятельные сближенные тренды, положение которых указывает на общий источник, близкий к PM.

Рис. 5.

Положение точек пород некоторых базит-гипербазитовых комплексов с мантийными источниками вещества на диаграмме ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd–Sm/Nd (использованы измеренные отношения изотопов и концентрации элементов). 1 – базальты, андезибазальты, андезиты, бониниты, диабазы, габбро и другие породы Дунгжугурского офиолитового комплекса, Восточные Саяны (Скляров и др., 2016); 2 – метабазальты офиолитового комплекса Солунд-Ставфьорда в Западной Норвегии (Furnes et al., 2003); 3 – габброидные (габбро-нориты, габбро) интрузии офиолитов Xigaze, Тибет (Liu et al., 2018); 4 – раннекембрийские базальты Озерной зоны Монголии (Коваленко и др., 2016); 5 – анортозиты и габбро-нориты Чинейского массива (Гонгальский, 2012); 6, 7 – Хорасюрский массив: гранитоиды, монцодиориты и плагиограниты (6) и габбро и габбро-нориты (7) (Ронкин и др., 2012), 8–10 – Монче-Тундра: метагабброиды (8), трахитоидные габбро-нориты (9) и массивные габбро-нориты (10) (Кунаккузин и др., 2015); Довыренский интрузивный комплекс, Северное Прибайкалье (Арискин и др., 2015): 11, 12 – габбро-нориты, дуниты, пикродолериты, верлиты, лерцолиты, диабазы и базальты (11), высокотитанистые базальты (12); 13 – субщелочные габбро, тералиты, основные фойдолиты и карбонатиты Верхнепетропавловского щелочно-базитового интрузивного массива (Врублевский, 2015); 14–17 – породы хребта Дариби, Монголия (Коваленко и др., 2014): подушечные лавы (базальты) (14), офиолиты – габбро (15) и пироксенит (16), породы пикробазальт-тоналитовой серии силло-дайкового комплекса (базальты, пикробазальты, андезибазальты, андезидациты, диориты, тоналиты, риолиты, диабазы, граниты, трондъемиты (17); 18 – Низъяврский массив (Петровский, 2019); 19 – фойяиты, фойяит-пегматиты, щелочные сиениты и трахибазальты Среднетатарского и Ягоднинского щелочных массивов Енисейского кряжа (Романова и др., 2012); 20 – кимберлиты Якутии (Каргин и др., 2010); 21 – плагиоклазовые лерцолиты Сорайокского и метагаббро и оливиновые габбро-нориты Пойойвского массивов Южно-Ковдорского района, Карело-Кольский регион (Криволуцкая, 2013); 22 – габбро-долериты Хараелахского интрузива, СКВ. ЗФ-12 (Криволуцкая, 2013); 23 – палеозойские “рои” долеритовых даек Кольского п-ва (Арзамасцев и др., 2017); 24 – толеитовые базальты Надеждинской свиты Микчангдинского покрова трапповой формации Карело-Кольского района (Криволуцкая, 2013); 25 – хондриты по (Костицын, 2004); 26 – точки мантийных источников; РМ (BSE) – примитивная мантия (однородный хондритовый резервуар) (Wasserburg et al., 1981); DM – деплетированная мантия по (DePaolo et al., 1991). Номера у трендов на рисунке соответствуют номерам условных обозначений.

Магматические породы, тренды которых на диаграмме ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd–Sm/Nd начинаются вблизи точки DM, отнесены авторами публикаций, в основном, к офиолитовым комплексам. На диаграмме Nb/Y–Zr/Y их точки, нередко с большим разбросом, группируются около условно выделенного тренда 2 (рис. 6а), проходящего через точку DM.

Рис. 6.

Положение точек пород некоторых комплексов на диаграмме Nb/Y–Zr/Y (Condie, 2005). а – 1–7 – магматические породы офиолитов шовной зоны Ярлунг Цангпо, Тибет (Yarlung-Zangbosuturezone, Tibet): 1–6 – по данным Б. Ся с соавторами (Xia et al., 2003): базальты (1), диабазы (2), габбро (3), гарцбургиты и дуниты (4), перидотиты (5) и троктолиты (6); 7 – по данным Г. Чана с соавторами (Chan et al., 2013) – габбро и диабазы; 8 – толеиты Императорско-Гавайской цепи вулканов по данным М. Регелоса с соавторами (Regelous et al., 2003); 9 – Верхнепетропавловский массив (Врублевский, 2015). б – 1 – чинейский комплекс: габброиды Майлавского, Чинейского и Луктурского массивов, габбронориты Главной дайки Удоканского месторождения и трахидолериты дайковой серии Удоканской мульды (Гонгальский, 2010); 2 – базальты, андезибазальты, адезиты, бониниты, диабазы, габбро и другие породы Дунгжугурского офиолитового комплекса (Восточные Саяны) по данным Е.В. Склярова с соавторами (Скляров и др., 2016); 3 – Довыренский магматический комплекс (Арискин и др., 2015): интрузивные габброиды, вулканические базальты и диабазы; 4 – щелочные сиениты Низъяврского щелочного массива (Кольский п-ов) (Петровский, 2019); 5, 6 – фойяиты, щелочные сиениты и трахибазальты Среднетатарского (5) и Ягоднинского (6) щелочных массивов Енисейского кряжа (Романова и др., 2012); 7, 8 – меймечиты Маймеча-Котуйской провинции Сибири: по данным Ю.Р. Васильева и М.П. Горы (Васильев, Гора, 2014) (7) и (дуниты и меймечиты Гулинского массива) по данным А.В. Соболева с соавторами (Соболев и др., 2009) (8); 9 – кимберлиты Карелии (Устинов и др., 2009); 10 – долериты Кольского п-ва (Арзамасцев и др., 2017). Пунктирными линиями показаны тренды состава пород. Арабские цифры соответствуют номерам трендов (см. текст). Поля пород и точки составов по К. Конди (Condie, 2005): OIB базальты океанических островов, OPB – базальты океанических плато, MORB – базальты срединно-океанических хребтов, IAB – островодужные базальты, REC – рециклированная компонента, EN – обогащенная компонента, EM1 и EM2 – обогащенная мантия двух типов, HIMU – обогащенная U + Th/Pb мантия; PM – примитивная мантия, DM – верхняя деплетированная мантия, DEP – нижняя деплетированная мантия.

Точки, относящиеся к трендам второй группы (рис. 5), включающей породы трапповых формаций, отдельных расслоенных и нерасслоенных базит-гипербазитовых интрузий и базальтов крупных изверженных провинций на диаграмме Nb/Y–Zr/Y образуют хорошо выраженные тренды, начинающиеся, как правило, у точки PM и совпадающие с условно выделяемым трендом 1. Рис. 6б, 7, 8 в качестве примеров иллюстрируют положение точек вулканических и интрузивных пород трапповой формации Норильского района, интрузивных пород массивов и даек друзитового комплекса (рис. 8а) и расслоенных массивов (рис. 8б) Карело-Кольского района, Чинейского, Дунгжугурского и Довыренского комплексов. На этом же тренде располагаются точки долеритов Кольского полуострова, пермо-триасовых базальтов Сибирской крупной изверженной провинции – по данным из работы А.Э. Изоха с соавторами (Изох и др., 2016), Онекского интрузивного комплекса трапповой формации Сибири – по данным Ю.Р. Васильева с соавторами (Васильев и др., 2008), и многих других магматических образований.

Рис. 7.

Положение точек базальтов туфо-лавовой толщи (а) и габбро-долеритов Норильской мульды, Микчандинского и Масловского массивов (б) Норильского района на диаграмме Nb/Y–Zr/Y (Condie, 2005). 1 – базальты туфо-лавовой толщи (на рис. 7а) и габбро-долериты Норильской мульды (на рис. 7б); 2, 3 – габбро-долериты Микчиданского (2); и Масловского (3) массивов. Исходные данные заимствованы из (Криволуцкая, 2013).

Рис. 8.

Положение точек интрузивных пород массивов и даек друзитового комплекса (а) и расслоенных массивов (б) Карело-Кольского района на диаграмме Nb/Y–Zr/Y (Condie, 2005). а – 1 – плагиоклазовые лерцолиты и другие породы Сорайокского и метагаббро и оливиновые габбро-нориты Пойойвского массивов, 2 – метагабброиды и плагиоамфиболиты высоты 403 м, габбро-нориты и лерцолиты г. Перчатка, р. Каменка, гранатовые амфиболиты и плагиоамфиболиты г. Крутая, лерцолиты и оливиновые габбро в. 463.9 м, амфиболовые метагаббро, амфиболиты и плагиоамфиболиты г. Нора и г. Рагутчане, Гроб-Тундра, г. Левойва, г. Рестивара, р. Нора, г. Коитиовара, в. 408.8 м, в. 391.2 м и г. Лайст-Тундра. Исходные данные заимствованы из (Криволуцкая, 2013). б – габбро, габбро-нориты, пироксениты, перидотиты и другие породы расслоенных массивов Мончегорского, г. Травяной, г. Монча, г. Сопча, Главного Хребта, Умбареченского, Панского, Федоровская тундра, Киваккского, Бураковского. Исходные данные заимствованы из (Криволуцкая, 2013).

На этом же тренде, как исключение, располагаются и точки пород Дунгжугурского офиолитового комплекса (Восточные Саяны). Е.В. Скляров с соавторами (Скляров и др., 2016) отмечают, что возможной причиной формирования пород дунжугурского офиолитового к-омплекса с н-изкими о-тносительно деплетированной мантии (εNd(1020) = = +7.8) величинами εNd(T) может быть участие плюмового источника. Это, по нашим данным, согласуется с положением точек пород как на диаграмме ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd–Sm/Nd (рис. 5), так и на диаграмме Nb/Y–Zr/Y (рис. 6б), что указывает на мантийный источник, по изотопным отношениям Sm и Nd и соотношениям значений Nb/Y и Zr/Y, близкий к примитивной мантии (см. ниже). Однако, такому предположению, по мнению Е.В. Склярова с соавторами, противоречит наличие отрицательной Nb–Ta аномалии и положение пород на диаграмме Ce/Nb–Th/Nb вблизи линии надсубдукционных выплавок. Они предполагают, что формирование расплавов пород дунжугурского офиолитового комплекса происходило посредством частичного плавления верхней мантии, измененной расплавами и флюидами, продуцированными при плавлении субдуцирующей океанической плиты, в состав которой входили осадочные породы с древними коровыми Nd изотопными характеристиками.

Породы с мантийным источником, по изотопным отношениям Sm и Nd и соотношениям значений Nb/Y и Zr/Y близким к PM (см. ниже), нередко присутствуют в составе надсубдукционных офиолитовых комплексов вместе с породами, образовавшимися в результате частичного плавления мантийного источника, близкого по этим характеристикам к DM. По данным Г.Б. Ферштатера с соавторами (Ферштатер и др., 1999), существование разных по составу мантийного источника серий свойственно большинству ультрамафит-мафитовых ассоциаций. На диаграмме ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd–Sm/Nd точки платиноносной (по Ю.Л. Ронкину с соавторами) ассоциации (габбро амфиболовое, габбро-норит и два образца оливинового габбро) Харасюртовского массива образуют тренд, указывающий на источник, близкий к DM (рис. 5), что согласуется с выводами авторов публикации (Ронкин и др., 2012), предполагающих для этих пород значительно истощенный мантийный источник.

Возникновение пород, точки которых на диаграмме Nb/Y–Zr/Y располагаются на тренде 2 (рис. 6б, 7, 8), обычно связывают с процессами образования крупных рифтовых систем. Можно полагать, что такие породы, тренды которых на диаграмме ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd–Sm/Nd начинаются вблизи точки PM, имеют более глубинный по сравнению с верхней мантией или DM источник магматического материала. Этот источник по соотношению значений Nb/Y и Zr/Y и по изотопным отношениям Sm и Nd, ближе к PM (BSE), чем к DM.

На диаграмме Nb/Y–Zr/Y присутствует еще один тренд (3), параллельный двум упомянутым выше (рис. 6а, 6б). Он проходит через точку рециклированной коры. На этом тренде располагаются, в частности, точки щелочных сиенитов Низъяврского щелочного массива (Кольский п-ов), пород Среднетатарского и Ягоднинского щелочных массивов Енисейского кряжа, Верхнепетропавловского щелочно-базитового массива Кузнецкого Алатау, меймечитов Маймеча-Котуйской провинции Сибири, кимберлитов Карелии (рис. 6б), алмазоносных районов Якутии, Средне-Мархинского района, Золотицкого поля и других регионов (точки пород не вынесены на диаграмму), а также мантийных перидотитов надсубдукционного офиолитового комплекса Южного Тибета. Легко заметить, что тренды пород магматических комплексов начинаются у точки рециклированной компоненты и протягиваются от нее вправо или влево вдоль тренда 3. На диаграмме (рис. 5) точки пород, источником магм которых являлась рециклированная кора (?), редко образуют хорошо выраженные тренды и обычно располагаются на удалении от точек мантийных резервуаров. Отношения ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd–Sm/Nd в таких породах, по-видимому, могут существенно изменяться. Во многих случаях, как видно из рис. 5, они, возможно, наследуют преимущественно характеристики либо продуктов частичного плавления мантийного источника (PM) (Низъяврский щелочной массив), либо магматических пород рециклировавшейся океанической коры (продуктов плавления DM) (Низъяврский, Среднетатарский и Ягоднинский щелочные массивы). Известны породы, образовавшиеся в результате смешения магм двух источников. Примером являются толеиты Императорско-Гавайской цепи вулканов, образовавшиеся в результате смешения продуктов частичного плавления вещества рециклированной коры (?) и деплетированной мантии, или по М. Регелосу с соавторами (Regelous et al., 2003) гавайских лав и MORB Восточно-Тихоокеанского хребта. На диаграмме Nb/Y–Zr/Y их точки образуют тренд, протягивающийся от точки рециклированной коры к точке деплетированной мантии (рис. 6а, тренд 4).

Таким образом, на приведенных выше диаграммах ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd–Sm/Nd и Zr/Y–Nb/Y, построенных на большом литературном материале, видны эмпирические закономерности, позволяющие систематизировать породы по источникам вещества. На диаграмме ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd–Sm/Nd тренды состава пород представляют собой изохроны в координатах ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd–Sm/Nd. В первом приближении (без учета разницы между модельными и изохронными возрастами) они всегда проходят через точку с современными значениями ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd и Sm/Nd в источнике, т.е. прямо указывают на него. Их наклон зависит от возраста пород. Диаграмма Zr/Y–Nb/Y (Condie, 2005) обычно применяется для определения геодинамических обстановок образования и источников вещества толеитовых базальтов. В данной статье предложен ее модифицированный вариант с тремя выделенными трендами в зависимости от мантийного резервуара, применимый в случае любых пород с мантийным источником вещества, в том числе реститов, кумулятов и пород расслоенных магматических комплексов. Закономерности, позволяющие использовать диаграмму Zr/Y–Nb/Y для систематики любых пород по мантийным источникам вещества, выражаются в сопряженном изменении значений Zr/Y и Nb/Y с образованием параллельных трендов, на продолжении которых располагаются точки источников вещества. Базирующиеся на них выводы об источниках вещества согласуются с выводами, вытекающими из положения точек пород на диаграмме ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd–Sm/Nd, и, самое главное, с выводами авторов публикаций (из которых для построения трендов заимствованы исходные данные), полученными другими способами. Использование эмпирических закономерностей предпочтительнее любых умозрительных заключений, так как позволяет избежать грубых ошибок, связанных с неверными посылками.

Закономерности, позволяющие использовать диаграмму Zr/Y–Nb/Y для систематики любых пород по мантийным источникам вещества, обусловлены общими особенностями фракционирования Zr и Nb в магматических процессах. Частичное плавление источника сопровождается изменением минерального состава и перекристаллизацией кристаллического остатка, а также обменом его компонентами с расплавом, то есть стремлением системы в целом к термодинамическому равновесию. Факторами состояния такой системы и отдельных ее частей (после отделения расплавов от реститов), определяющими степень плавления источника, минеральный состав реститов и кристаллизующихся из выплавок пород, являются состав мантийного резервуара, температура и давление. Ими же, а не наличием того или иного минерала (циркона, граната и др.) в источнике или в кристаллизующих породах определяются и концентрации элементов в расплавах (в том числе, и в остаточных), реститах и в кристаллизующихся из магмы породах.

Частичное плавление сопровождается возрастанием в расплавах и понижением в реститах относительно источника концентраций (активностей) щелочей, от которых зависят концентрации (активности) Zr и Nb в расплавах (а, следовательно, и в реститах) в силу геохимических особенностей этих элементов. Точки источника, рестита и выплавки на диаграмме Zr/Y–Nb/Y будут располагаться на одной линии (точка источника между точками рестита и выплавки). Наклон этой линии (тренда) определяется разной степенью зависимости содержаний Zr и Nb в расплаве от содержания щелочей. Изменение содержания Y не влияет на наличие или отсутствие таких трендов и их положение на диаграмме Zr/Y–Nb/Y. Оно приводит только к изменению положения точек рестита и выплавки на том же самом тренде. Положение этой линии (тренда) на диаграмме однозначно определяется ее наклоном и положением точки источника. Понижение степени плавления источника с понижением температуры при прочих равных условиях сопровождается возрастанием в расплавах и понижением в реститах концентраций щелочей, и, соответственно, концентраций (активностей) Zr и Nb. Точно также, по мере понижения температуры будет происходить возрастание концентраций щелочей, и, соответственно, сопряженное возрастание концентраций Zr и Nb и в кристаллизующихся из выплавок породах.

Таким образом, точки реститов и выплавок (независимо от степени плавления), магматических пород, кумулуса и остаточных расплавов (если процесс кристаллизации магмы не завершен) на диаграмме Zr/Y–Nb/Y будут располагаться на общем прямолинейном тренде, так как для этих пород и расплавов характерен общий источник и они связаны общими зависимостями содержаний Zr и Nb от содержаний щелочей, определяющими его наклон. Следствием этого является, в частности, закономерное расположение точек образовавшихся пород в виде трендов на диаграмме Zr/Y–Nb/Y. Если бы в приведенных выше рассуждениях были ошибочные посылки, то на присутствующих в статье диаграммах Zr/Y–Nb/Y (построенных по литературным данным) отсутствовали бы единые тренды 1–3 или точки мантийных резервуаров располагались бы в стороне от них.

Таким образом, причиной одинакового наклона трендов, проходящих через точки мантийных резервуаров на приведенных в статье диаграммах Zr/Y–Nb/Y является геохимическая связь в расплавах как Zr, так и Nb со щелочами. Присутствие нескольких параллельных трендов связано с разным соотношением концентраций Zr и Nb в разных мантийных резервуарах. Изменение степени плавления приводит только к изменению положения точек реститов и выплавок (и, соответственно, кристаллизующихся из выплавок пород) относительно точки источника на том же самом тренде.

Если смешать все вещество образовавшихся пород (включая реститы) и остаточного расплава (если процесс кристаллизации магмы еще не завершился), точки которых располагаются на таком тренде, то, очевидно, мы получим состав, отвечающий точке источника (резервуара) на тренде. Если смешать две породы с составами, соответствующими двум любым точкам на тренде, то мы получим состав, отвечающий точке на этом же тренде, расположенной между точками смешиваемых пород в зависимости от их количественного соотношения. Если смешать вещество любой породы (или кумулуса), точка которой расположена на тренде, и остаточный расплав (даже неравновесный с кумулусом, как это происходит в кумулятах), то мы получим состав, отвечающий точке, расположенной между точками породы (или кристаллического осадка) и остаточного расплава (в зависимости от их количественного соотношения), на том же самом тренде, проходящем через точку источника вещества. Другими словами, независимо от того, являются ли породы продуктами кристаллизации недифференцированного расплава, кумулятами или реститами, относятся ли они к расслоенным или нерасслоенным массивам, ничего не меняется в отношении возможности использования диаграммы Zr/Y–Nb/Y для их систематики по источникам вещества. Если бы имели место ограничения в использовании диаграммы из-за присутствия циркона в габброидах или разной степени плавления, то они были бы обусловлены существенным смещением точек пород относительно выделенных по литературным данным трендов на диаграмме Zr/Y–Nb/Y. Однако, перечисленные обстоятельства, не являющиеся факторами состояния системы, сами зависят от последних и поэтому не могут привести к отклонению точек от тренда. Случаи отклонения точек из-за присутствия циркона в магматических породах, разной степени плавления или по другим причинам, которое ставило бы под сомнение выводы об источниках (подтвержденные положением точек на диаграмме ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd–Sm/Nd и согласующиеся с выводами авторов использованных публикаций) не отмечались, несмотря на большой объем использованных литературных данных.

С магматическими комплексами, точки пород которых располагаются на разных трендах диаграммы Nb/Y–Zr/Y (соответственно, комплексы имеют разные источники магм) генетически связаны многочисленные, нередко очень крупные, разные по составу месторождения важнейших полезных ископаемых. С магматическими комплексами трапповой формации и отдельными расслоенными интрузиями, точки которых располагаются на тренде 1 (рис. 6–8), связаны многочисленные крупные месторождения сульфидных (с Cu, Ni, Co и платиноидами) (Криволуцкая, 2013) и железо-титановых (с V) (Гонгальский, 2010) руд. С офиолитовыми комплексами, точки которых обычно приурочены к тренду 2, связаны месторождения хрома и платиноидов (Lorand et al., 2013; Савельев, Философова, 2017; Смирнова, 1974). С кимберлитовыми трубками и щелочными массивами, точки пород которых, как правило, приурочены к тренду 3, связаны месторождения алмазов (Устинов и др., 2009), редких металлов и редкоземельных элементов (Владыкин, 2016).

Положение на диаграмме ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd–Sm/Nd точек магматических пород массива Дальнего Кута также, как и пород авдокимовского комплекса, слагающих включения в базитах сергеевского комплекса (Окраинско-Сергеевского террейна и Каменского аллохтона) (тренд 1 на рис. 3), свидетельствует о том, что они, очевидно, относятся к комплексу с источником магм DM и заслуживают внимания с точки зрения возможного обнаружения хромитового с платиноидами оруденения. На диаграмме Nb/Y–Zr/Y точки этих пород располагаются в пределах поля N-MORB и несколько левее его (точки ультрабазитов), что тоже соответствует источнику вещества, близкого по этим параметрам к DM (рис. 4). Породы массива окрестностей с. Дальний Кут отличаются очень высоким уровнем содержаний Cr, Ni, Co и Cu.

На диаграмме ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd–Sm/Nd точки бреевских (рис. 3), а также владимиро-александровских ультрабазитов (последние вместе с точками базитов каменского аллохтона) образуют хорошо выраженные тренды, начинающиеся вблизи точки PM. Значительная часть точек сергеевских базитов из-за влияния морской воды на ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd и Sm/Nd при региональном метаморфизме несколько смещена вниз относительно тренда 4 (рис. 3). На участие морской воды в метаморфических процессах указывает изменение этих характеристик от значений в породах владимиро-александровского комплекса до значений в хемогенных осадках триасовой кремневой формации Сихотэ-Алиня (неопубликованные данные). Таким образом, источником вещества бреевских и владимиро-александровских ультрабазитов, а также, вероятно, базитов сергеевского комплекса, включая каменский аллохтон, являлся мантийный резервуар, который по изотопным отношениям Sm и Nd близок к примитивной мантии. Такое заключение согласуется и с расположением точек этих пород на тренде 1 (рис. 4) диаграммы Nb/Y–Zr/Y, правее (сергеевские, каменские и владимиро-александровские габброиды) и левее (калиновские) точки PM. Форма REE-спектров тоже различна. Она отражает обогащение и обеднение легкими REE относительно тяжелых REE, соответственно (Казаченко и др., 2015). Эти породы заслуживают внимания с точки зрения возможного обнаружения сульфидного с Cu, Ni, Co и платиноидами оруденения.

Точки пород палеоценовых эксплозивных структур Сихотэ-Алиня на диаграмме ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd–Sm/Nd образуют поле около тренда 4 (рис. 3). На диаграмме Nb/Y–Zr/Y (рис. 4) точки этих пород располагаются на тренде 3. Этим обстоятельством, очевидно, объясняется щелочной (до субщелочного) характер магматизма и высокая газонасыщенность магм. Положение точек этих пород на тренде 3, сходство строения эксплозивных структур с лампроитовыми трубками, а также присутствие в их составе магматических флогопит-оливиновых пород, по геохимии и минералогии во многом близких как к лампроитам, так и к кимберлитам, а также лампрофироподобных пород, заслуживает особого внимания с точки зрения возможного обнаружения алмазов и представляющих практический интерес проявлений благородных металлов.

Точки пород юрского мэймечит-пикритового и позднемиоцен-плиоценового платобазальтового комплексов Сихотэ-Алиня тоже приурочены, главным образом, к тренду 3 диаграммы Nb/Y–Zr/Y (рис. 4).

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Перидотитовые породы массива Дальнего Кута неустановленного возраста и наиболее древние в Сихотэ-Алине (судя по взаимоотношениям с сергеевскими) авдокимовские габброиды являются производными мантийного резервуара, близкого по изотопным и геохимическим характеристикам к деплетированной мантии. Они заслуживают внимания с точки зрения возможного обнаружения хромитового с платиноидами оруденения.

Габброиды сергеевского, калиновского и владимиро-александровского комплексов имеют общий мантийный источник, близкий по изотопным и геохимическим характеристикам к примитивной мантии. Их образование связано с процессами рифтогенеза и плюмового магматизма. Породы названных базит-гипербазитовых комплексов заслуживают внимания с точки зрения возможного присутствия сульфидного (с Cu, Ni, Co и платиноидами) или титанового (с V) оруденения. Особый интерес представляют базиты сергеевского комплекса из-за обнаружения в них самородной платины.

Палеоценовые эксплозивные структуры Сихотэ-Алиня имеют сходство с лампроитовыми трубками, а по геохимии и минералогии близки к лампроитам и кимберлитам, что определяет интерес с точки зрения обнаружения генетически связанных с ними алмазов и благородных металлов.

Авторы выражают благодарность д. г.-м. н. Т.Б. Баяновой (ГИ КНЦ РАН), Е.В. Макаровой (ГИ КНЦ РАН) и к. г.-м. н. В.М. Саватенкову (ИГГ-Д РАН) за изотопные исследования проб, к. г.‑м. н. Н.В. Зарубиной, к.б.н. М.Г. Блохину, Ю.М. Ивановой и Молчановой (ДВГИ ДВО РАН) за определение содержаний редких элементов в породах и химического состава минералов.

Авторы признательны рецензентам и научному редактору журнала Геохимия за конструктивные замечания и ценные предложения.