Петрология, 2021, T. 29, № 1, стр. 31-63

ВВЕДЕНИЕ

Развитие щелочного магматизма на континентах и в океанах, как правило, связывают с периодами активности мантийных плюмов (Yarmolyuk et al., 2014; Ernst, 2014). В складчатых поясах мантийную природу щелочного магматизма часто маскируют процессы взаимодействия первичных магм с веществом аккреционно-коллизионных комплексов. Примером могут служить разновозрастные ассоциации щелочных пород и карбонатитов Центрально-Азиатского складчатого пояса (ЦАСП) (Покровский и др., 1998; Morikiyo et al., 2001; Никифоров и др., 2002, 2006; Doroshkevich et al., 2012; Baatar et al., 2013; Крупчатников и др., 2015; Врублевский, 2015; Врублевский и др., 2012, 2014, 2016б; Vrublevskii et al., 2018, 2019, 2020a, 2020b).

Возникновение обширных ареалов щелочного мафит-ультрамафитового магматизма связано с деятельностью мантийных плюмов. В Алтае-Саянском и Байкальском сегментах ЦАСП (Кузнецкий Алатау, юго-восток Горного Алтая, Восточный Саян, плато Сангилен в Юго-Восточной Туве, Приольхонье, Витимское нагорье в Западном Забайкалье, Юго-Западное Прихубсугулье в Северной Монголии) отмечается несколько подобных центров палеозойского возраста: 520–420, 405–385, 310–260 млн лет (Яшина, 1982; Никифоров, Ярмолюк, 2007; Скляров и др., 2009; Doroshkevich et al., 2012; Дорошкевич и др., 2014, 2018; Врублевский и др., 2012, 2014, 2016б, Vrublevskii et al., 2019; Избродин и др., 2017; Сальникова и др., 2018; Никифоров и др., 2019).

В составе палеозойской щелочной провинции, выделяемой в Кузнецкого Алатау (Андреева, 1968; Андреева и др., 1984), преобладают магматические комплексы K-Na мафитовых фельдшпатоидных пород. В северной части региона, так называемой Мариинской Тайге, они распространены в виде ареала небольших по размерам плутонов с разным возрастом и соотношением субщелочных и щелочных габброидов, фойдолитов, нефелиновых и щелочных сиенитов. По данным изотопной геохронологии магматизм мог происходить неоднократно в среднем кембрии–раннем ордовике (~510–480 млн лет), в раннем–среднем девоне (~410–385 млн лет) и в поздней перми (~265 млн лет) (Врублевский и др., 2014; Vrublevskii et al., 2020b). Вулканические аналоги наиболее распространенных девонских интрузий широко развиты в Минусинском рифтогенном прогибе (Воронцов и др., 2013), обрамляющем Кузнецкий Алатау с востока. Подобно другим продуктам ранне- и среднепалеозойского базитового магматизма Алтае-Саянской области ЦАСП, они могут быть производными Северо-Азиатского PREMA-суперплюма (Ярмолюк, Коваленко, 2003, Kuzmin et al., 2010).

В настоящей статье обобщены новые и уже опубликованные прецизионные данные по геохимии главных разновидностей субщелочных и щелочных пород провинции, полученные нами на протяжении последних 30 лет. Несмотря на разный возраст изученных представительных плутонов, их сходство по геохимии редких рассеянных элементов, радиогенных и стабильных изотопов позволяет предполагать родство источников и сложной геодинамической обстановки магматизма. Первичные расплавы могли возникать из гетерогенного мантийного субстрата в условиях взаимодействия плюма с веществом аккреционно-коллизионных комплексов ранее существовавшей активной окраины континента.

ГЕОЛОГИЯ И ПЕТРОГРАФИЯ ЩЕЛОЧНО-МАФИТОВЫХ ПЛУТОНОВ

Тектоническая позиция. Горно-складчатое сооружение Кузнецкого Алатау, где была сформирована щелочная магматическая провинция, представляет собой каледонский террейн в составе ЦАСП с преобладанием в структуре комплексов океанической литосферы и островных дуг (Кунгурцев и др., 2001). Для него характерно неоднородное строение с чередованием выступов докембрийского фундамента, раннекаледонских поднятий и прогибов, а также среднепалеозойских впадин. В связи с неоднократной сменой тектонического режима наблюдается неравномерное распространение дислоцированных эффузивных, терригенно-карбонатных образований неопротерозоя–кембрия и субконтинентальных вулканогенно-осадочных отложений среднего палеозоя. В ходе эволюции регионального магматизма происходило формирование позднерифейских и палеозойских мафит-ультрамафитовых, габбро-монцонитовых, гранитоидных и щелочно-базитовых комплексов (Шокальский и др., 2000).

Большинство щелочно-мафитовых интрузий локализовано в северо-восточном секторе Кузнецко-Алатауского хребта, где образуют ареал около 80–100 км в поперечнике (рис. 1б). Среди них выделяется три группы плутонов разного возраста (табл. 1, рис. 1в). Наиболее древние кембрийские массивы локализованы в осевой части горного хребта (например, Верхнепетропавловский и Университетский массивы). Ближе к его восточной периферии расположены девонские щелочные интрузивы (Кия-Шалтырский, Дедовогорский, Белогорский, Кургусульский). Предполагается, что Горячегорский плутон и его возможные сателлиты Подтайга и Андрюшкина Речка на границе с Минусинским прогибом (бассейн рек Береш, Ничкурюп, Базыр) могут иметь позднепермский возраст. Для провинции выбранные щелочные массивы являются представительными по петрографическому составу и не несут признаков масштабных метасоматических процессов.

Рис. 1.

Геологическая позиция и строение щелочно-мафитовых плутонов в северной части Кузнецкого Алатау. (а) – расположение террейна Кузнецкого Алатау (прямоугольный контур) в ЦАСП, по (Şengör et al., 1993). (б) – фрагмент тектонической схемы западной части Алтае-Саянской складчатой области с ареалом распространения щелочно-мафитовых плутонов (белые кружки вне масштаба, причем, кружки большего размера – изученные массивы) в провинции Кузнецкого Алатау (КА), по (Врублевский и др., 2014 и ссылки там). 1 – отложения кайнозоя, 2 – рифтогенные прогибы среднего и позднего палеозоя, 3 – каледониды и более древние структуры, 4 – глубинные разломы. (в) – схемы геологического строения северо-восточной части Кузнецкого Алатау и представительных щелочных плутонов (P – Подтайга, Ar – Андрюшкина Речка), по (Андреева, 1968; Осипов и др., 1989; Шокальский и др., 2000; Врублевский, 2015; Врублевский и др., 2014, 2016б; Vrublevskii et al., 2020b). Отмечен изотопный возраст массивов, в млн лет. 1 – вулканиты и терригенные отложения девонских грабенов, 2 – вулканиты и карбонатные отложения раннего и среднего кембрия, 3 – кремнисто-сланцевые, вулканогенные и карбонатные отложения позднего неопротерозоя и раннего кембрия; 4–5 – габбро-сиенитовые интрузии (4) и гранитоиды (5) раннего палеозоя; 6 – офиолитовая ассоциация неопротерозоя, 7–14 – породы щелочно-мафитовых плутонов палеозоя: субщелочное габбро (7) и лейкогаббро (8), тералиты (9), плагиоклазовые ийолиты (лейкотералиты) (10), полевошпатовые ийолиты и уртиты (ювиты) (11), уртиты, пегматоидные ийолиты (12), нефелиновые сиениты (фойяиты) (13), дайки и жилы пегматоидных нефелиновых сиенитов (14); 15 – разрывные тектонические нарушения, 16 – границы геологических тел, 17 – фациальные петрографические границы.

Возраст и строение плутонов. Щелочные массивы (до ~1–3 км²) приурочены к зоне регионального глубинного разлома (рис. 1б, 1в) и обычно прорывают метаморфизованные карбонатно-терригенные отложения и вулканиты рифея–кембрия. Горячегорский интрузив и его сателлиты расположены в поле раннедевонских эффузивов.

Интрузии позднекембрийской (~500 млн лет) эпохи. Согласно полученным геохронологическим данным, при современном эрозионном уровне региона к этому временному рубежу можно отнести два интрузивных массива. Представительный Верхнепетропавловский плутон образует шток, в котором преобладающее субщелочное габбро инъецировано телами тералитов, полевошпатовых ийолитов, фойяитов и поздних апатит-кальцитовых карбонатитов (Врублевский, 2015). Изотопный возраст фойдолитов и карбонатитов (~500–510 млн лет, Sm-Nd изохрона) согласуется с U-Pb датировками по акцессорному циркону (~480–490 млн лет) из отдельных популяций его зерен в более поздних щелочно-базитовых плутонах провинции (Врублевский и др., 2014). Mассив Университетский сложен преимущественно субщелочным и щелочным габбро, рассеченными дайками фойдолитов и мелкими жилами пегматоидных нефелиновых сиенитов (Осипов и др., 1989; Mustafayev et al., 2017).

Интрузии раннедевонской (~400 млн лет) эпохи. Среди изученных нами щелочно-мафитовых плутонических ассоциаций производные девонского магматизма являются самыми распространенными, что соответствует существующим представлениям (Андреева и др., 1984; Шокальский и др., 2000; Уваров, Уварова, 2008.). Наиболее дифференцированный Кия-Шалтырский массив состоит из трех пластинообразных тел, сложенных уртитами и ийолит-уртитами, лейкократовым и меланократовым субщелочным габбро. Они сопровождаются жилами ийолитов, нефелиновых и щелочных сиенитов. Изотопный возраст (U-Pb, Sm-Nd) пород варьирует в интервале ~407–390 млн лет (Врублевский и др., 2014). Кургусульский массив имеет форму штока и состоит преимущественно из порфировидных ювитов и более ранних тералитов. Ювиты содержат цирконы двух генераций с возрастом ~485 и 395–390 млн лет. В Дедовогорском штокоподобном массиве преобладает лейкократовое субщелочное габбро (~407 млн лет, Sm-Nd), инъецированное фойяитами (~400 млн лет, U-Pb) (Врублевский и др., 2014). Белогорский массив образует два сближенных штока, сложенных габбро, тералитами, фойдолитами и более поздними фойяитами. Ar-Ar возраст породообразующего амфибола составляет 401–403 млн лет (Врублевский и др., 2016б).

Интрузии позднепермской (~265 млн лет) эпохи. Горячегорский массив образует штоковидное тело, состоящее из плагиоклазовых ийолитов (“лейкотералиты”), ювитов и поздних инъекционных нефелиновых сиенитов. U-Pb датировки по циркону из сиенитов показывают наличие двух генераций минерала: ~485–480 и ~265 млн лет (Врублевский и др., 2014; Vrublevskii et al., 2020b). Малые интрузии Андрюшкина Речка и Подтайга представляют собой пластообразную залежь субвулканических берешитов (основных фойдолитов) и два дайковых тела ийолит-уртитов соответственно.

Общей чертой щелочно-мафитовых плутонов Кузнецкого Алатау является наличие пород дайковой фации, соответствующих составу главных интрузивных фаз. Среди них распространены трахидолериты, камптониты, тералит-порфириты, тингуаиты, микроийолиты, фойдолитовые порфиры, нефелиновые и щелочные сиениты.

Общая петрографическая характеристика. Все изверженные породы щелочно-мафитовых плутонов имеют массивное полнокристаллическое строение (рис. 2). Субщелочное габбро обычно представлено лейкократовой (модальное количество мафических минералов (М) ≤ 50) трахитоидной и мезократовой (М = 50–70) крупно- и среднезернистыми разновидностями. Для их состава характерна устойчивая ассоциация оливина, Ti-содержащего клинопироксена (диопсида, салит-фассаита), бурого амфибола и среднего или основного плагиоклаза, обладающих переменным идиоморфизмом (рис. 3а, 3б). Более щелочные разновидности габброидов соответствуют тералитам, в которых, наряду с уже отмеченными минералами, до 5–7 об. % присутствует нефелин (рис. 3в). В лейкотералитах, так называемых “горячитах” Горячегорского массива, содержание фельдшпатоида может достигать ~30 об. %. Собственно нефелин-пироксеновые породы представлены разновидностями ийолит-уртитового ряда, основными фойолитами и ювитами (полевошпатовый уртит) (рис. 2в, 2г). Их общим признаком является агпаитовая структура, особенно отчетливо проявленная в уртитах (рис. 2д, рис. 3д), а также появление в ассоциации с нефелином эгиринсодержащего клинопироксена наряду с распространенным титан-авгитом (рис. 3г). Вторичные изменения мафитов обычно ограничиваются частичным замещением оливина иддингситом, нефелина и калиевого полевого шпата глинистым веществом, а также соссюритизацией основного и среднего плагиоклаза.

Рис. 2.

Главные разновидности магматических пород в щелочно-мафитовых плутонах Кузнецкого Алатау. Субщелочное габбро лейкократовое (а) и мезократовое (б) в Дедовогорском и Кия-Шалтырском массивах; полевошпатовые ийолит-уртит (в) и уртит (ювит) (г) Верхнепетропавловского и Кургусульского массивов; уртит (д) Кия-Шалтырского массива; нефелиновый сиенит (фойяит) (е) Горячегорского массива. Cpx – клинопироксен, Pl – плагиоклаз, Fsp – калиевый полевой шпат, Ne – нефелин. Фотосъемка выполнена цифровой камерой Sony α 300.

Рис. 3.

Микроструктурные особенности магматических пород в щелочно-мафитовых плутонах Кузнецкого Алатау. (а, б) – гипидиоморфная (габбровая, офитовая) микроструктура с эв- и субгедральными зернами оливина (Ol), Ti-содержащего клинопироксена (Cpx), основного плагиоклаза (Pl), бурого амфибола (Amр) в субщелочном габбро Кия-Шалтырского и Дедовогорского массивов; (в) – гипидиоморфная микроструктура (Ne – нефелин) в щелочном габбро (тералит, лейкотералит) Горячегорского массива; (г) – гипидиоморфная (агпаитовая) микроструктура в полевошпатовом ийолит-уртите (Fsp – калиевый полевой шпат) Горячегорского массива; (д) – агпаитовая микроструктура в уртите Кия-Шалтырского массива; (е) – гипидиоморфная (агпаитовая) микроструктура в пироксен-амфиболовом фойяите Дедовогорского массива. Изображения получены на оптических микроскопах Axioscop 40 Karl Zeiss и DM 2700P Leica-Microsystems в плоскополяризованном свете при одном николе (а, г) и при скрещенных николях (б, в, д, е).

Формирование плутонов завершается небольшими штоками и инъекционными жильными телами нефелиновых сиенитов средне-, крупнозернистого или пегматоидного строения (рис. 2е, рис. 3е). Характерной чертой состава этих пород является ассоциация бурой роговой обманки и эгирин-авгита (М = 10–30), что позволяет относить их к фойяитам. Преобладающие салические минералы представлены ортоклаз-пертитом (~60 об. %), нефелином (до ~20 об. %) и альбитом. При становлении только Верхнепетропавловского плутона наряду с нефелиновыми сиенитами происходило образование жильных карбонатитов (Врублевский, 2015). Породы имеют неравномернозернистый массивный облик и сложены мозаичным кальцитовым агрегатом (до ~50–70 об. %), в который погружены субидиоморфные кристаллы апатита (до ~5–20 об. %), а также клинопироксена (фассаита), ферромонтичеллита, флогопита и магнетита.

АНАЛИТИЧЕСКИЕ МЕТОДЫ

Концентрации петpогенныx и редких рассеянных элементов измерены методами XRF (энергодисперсионный спектрометр Oxford ED2000, рентгенофлюоресцентный спектрометр ARL-9900XL) и ICP-MS (Agilent 7500cx, Finnigan МАТ-262, Finnigan Element 2) в Национальном исследовательском Томском государственном университете (Томск), Институте геологии и минералогии СО РАН (Новосибирск), Институте минералогии, геохимии и кристаллохимии редких элементов (Москва), Тихоокеанском центре изотопных и геохимических исследований (Университет Британской Колумбии, Ванкувер, Канада).

Изотопный состав Sm-Nd и Rb-Sr изучен в статическом режиме на масс-спектрометрах МИ 1201-1, Finnigan MAT-262 и MAT-260, Finnigan Triton (TIMS) в институтах Российской академии наук: Геологическом институте КНЦ (Апатиты), Институте геологии и геохронологии докембрия (Санкт-Петербург), Институте геохимии и аналитической химии, Институте геологии рудных месторождений, петрографии, минералогии и геохимии, Геологическом институте (Москва) и в Университете Британской Колумбии (Ванкувер, Канада). Концентрации элементов определены изотопным разбавлением с точностью 1 отн. % для Rb и Sr и 0.5 отн. % для Sm и Nd. Ошибки (2σ) не превышают 0.5 отн. % для ⁸⁷Rb/⁸⁶Sr и 0.2 отн. % для ¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd, 0.05 отн. % для ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr и 0.005 отн. % ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd. Аналитический контроль с параллельным измерением стандартных образцов показал средние результаты: La Jolla ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd = = 0.511828 ± 22; 0.511833 ± 15; 0.511837 ± 12; 0.511839 ± 8; 0.511853 ± 16 (нормализовано по ¹⁴⁶Nd/¹⁴⁴Nd = 0.7219); SRM-987 ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr = 0.710238 ± ± 16; 0.710250 ± 12 (нормализовано по ⁸⁸Sr/⁸⁶Sr = = 8.37521). Расчет первичных (T = 500, 400, 265 млн лет) изотопных отношений, ε_Nd и ε_Sr проведен по современным параметрам модельных резервуаров CHUR (¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd = 0.512638; ¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd = 0.1967) и UR (⁸⁷Sr/⁸⁶Sr = 0.7045; ⁸⁷Rb/⁸⁶Sr = 0.0827) (Faure, 1986).

Изотопный Pb-Pb анализ горных пород проводился в статическом режиме на MC-ICP-MS комплексе Nu Instruments Plasma (Nu 021) в Тихоокеанском центре изотопных и геохимических исследований (Университет Британской Колумбии, Ванкувер, Канада) по нормализованной процедуре (NIST SRM 981, ± 2σ; ²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb = 36.7202 ± 58, ²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb = 15.4999 ± 20, ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb = 16.9431 ± 21; n = 19) (Weis et al., 2006). Изотопный состав свинца в породообразующем микроклине, пирротине и пирите измерен на Thermo Scientific Neptune MC-ICP-MS масс-спекрометре (Германия) в Институте геологии рудных месторождений петрографии, минералогии и геохимии по стандартной методике (Чернышов и др., 2007). Для масс-спектрометрии свинец экстрагировали из 10–15 мг аликвот в смеси HCl + HNO₃ в среде HBr на хроматографических колонках с анионитом 1 × 8 Bio-Rad AG. Перед изотопным анализом растворы Pb (3% HNO₃) были предварительно трассированы Tl с известным соотношением ²⁰⁵Tl/²⁰³Tl. Образцы вводились в факел масс-спектрометра с помощью кварцевой распылительной камеры. Измеренные соотношения изотопов Pb были нормализованы по стандартному значению ²⁰⁵Tl/²⁰³Tl, равному 2.3889 ± 2. Аналитическая точность оценивалась по результатам измерения стандартных образцов USGS: AGV-2 (²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb = 18.871 ± 5; ²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb = 15.621 ± 4; ²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb = 38.548 ± 10) (n = 5) и BCR-1 (²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb = 18.822 ± 6; ²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb = 15.640 ± 4; ²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb = 38.737 ± 12) (n = 10). Ошибка 2σ анализа Pb составила ±0.04%.

Величина δ¹⁸O изверженных пород и породообразующих минералов (клинопироксен, нефелин, полевой шпат) определялась в лабораториях Геологического института (Москва) и Геологического института (Улан-Удэ) на масс-спектрометрах МИ 1201-В, Delta V Advantage и Finnigan MAT-253. Кислород из силикатов выделялся при помощи CIF₃. Изотопный состав кислорода в породах изучался методами газовой хроматографии с масс-спектрометрией (GC-MS) и лазерной абляции с системой MIR 10–30. Величина δ¹⁸O приведена в промилле относительно значения V-SMOW. The δ¹⁸O_V-SMOW в стандарте NBS-28 (кварц) составила 9.62‰ за все время измерений. Аналитическая ошибка δ¹⁸O не превышала ±0.2‰.

ХИМИЧЕСКИЙ СОСТАВ ЩЕЛОЧНО-МАФИТОВЫХ КОМПЛЕКСОВ

Петрогенные элементы. Разновозрастные щелочно-мафитовые интрузивы Кузнецкого Алатау в различной степени представлены дифференциатами K-Na магматической серии субщелочное габбро–тералит–фойдолит (ийолит, уртит, полевошпатовый фойдолит, ювит)–нефелиновый сиенит (фойяит), редко жильный карбонатит (Врублевский, 2015). Химический состав главных разновидностей пород характеризуется пониженной кремнекислотностью (SiO₂ 40–57 мас. %), широкими вариациями щелочности ((Na₂O + K₂O) 1.5–15 мас. %; Na₂O/K₂O 1.5–7.2) и глинозема (Al₂O₃ 7–28 мас. %) (табл. 2–5, рис. 4). От габбро к фойяитам происходит накопление кремния, алюминия и щелочей с одновременным уменьшением содержаний СаО (18–1.7 мас. %), MgO (11–0.3 мас. %), Fe₂O₃ (14–2.5 мас. %) и совместимых элементов: Cr (от 766–530 до 10–4 г/т), Ni (от 170–90 до 10–3 г/т), Co (от 52 до 5–2 г/т), V (от 749–260 до 5–1 г/т), Sc (от 93–50 до 3–1 г/т). В целом этот тренд согласуется с моделью фракционной кристаллизации по Н. Боуэну. На TAS-диаграмме отчетливо прослеживается общая тенденция обогащения щелочами более поздних магматических производных (рис. 4а).

Рис. 4.

Петрохимические особенности щелочно-мафитовых плутонов. 1 – субщелочное габбро, тералит; 2 – фойдолит; 3 – нефелиновый сиенит. (а) – классификационные диаграммы: SiO₂– (Na₂O + K₂O), по (Middlemost, 1994); R₁–R₂, по (De la Roche et al., 1980). Цифры на рис. (а): 1 – габбро-перидотит, 2 – габбро, субщелочное габбро, 3 – габбро-диорит, 4 – диорит, 5 – гранодиорит, 6 – монцогаббро, 7 – монцодиорит, 8 – монцонит, 9 – кварцевый монцонит, 10 – сиенит, 11 – нефелиновое габбро, 12 – нефелиновый монцодиорит, 13 – нефелиновый монцосиенит, 14 – нефелиновый сиенит, 15 – фойдолит. Преобладающие составы пород щелочно-мафитовых интрузий Кузнецкого Алатау приведены по литературным данным: Г – субщелочное габбро, Т – тералиты, Ф – фойдолиты, У – уртиты, НС – нефелиновые сиениты. Значения R₁ < < –2000 показаны числами вне масштаба. (б) – вариационные диаграммы CaO–MgO, SiO₂–MgO, Fe₂O₃–MgO, Al₂O₃–MgO.

Редкие рассеянные элементы. Распределение микроэлементов при формировании щелочных плутонов неоднозначнo. С уменьшением магнезиальности пород концентрации большинства из них заметно возрастают только в нефелиновых сиенитах (табл. 2–5, рис. 5). Дифференциация расплавов повлияла, главным образом, на содержания, г/т: Cs от 0.1 до 4–9, Rb 6–187, Th 0.3–67, U 0.2–30, Nb 1.5–59 и Ta 0.1–5.9. Менее значительны вариации REE от ≈35–115 г/т в габбро до 200–482 г/т в основных фойдолитах и нефелиновых сиенитах. В габбро и фойдолитах концентрации большинства LILE и HFSE остаются примерно на одном уровне между средними составами IAB и OIB. Для пород характерно умеренное накопление Zr (до 200–500 г/т, за исключением ан. 4, табл. 2), Hf (2–12 г/т) и Yb (до 2–9 г/т) и широкий диапазон содержаний Ba и Sr (до ~400–2500 и ~700–1800 г/т соответственно). Возможно, в некоторых образцах габбро присутствует вещество, сходное с компонентами E-MORB (рис. 5).

Рис. 5.

Содержание редких рассеянных элементов (г/т) в щелочно-мафитовых плутонах. 1 – субщелочное габбро, тералит; 2 – фойдолит; 3 – нефелиновый сиенит. Средние составы OIB (базальты океанических островов), E-MORB (обогащенные базальты срединно-океанических хребтов), по (Sun, McDonough, 1989); IAB (островодужные базальты), по (Kelemen et al., 2003).

Мультиэлементные спектры субщелочного габбро имеют отчетливые Nb-Ta и Zr-Hf минимумы и подобны среднему спектру IAB (рис. 6). Для тералитов и более поздних основных фойдолитов тенденция сохраняется, но отмечается их обогащенность легкими REE по сравнению с габбро (в среднем LREE/HREE = 8.7 и 5.6 соответственно), а также накопление Cs, Rb, Ba, Th, U, Ta и Nb до уровня OIB (табл. 2, рис. 6). Независимо от степени дифференциации базитовой магмы в породах повышено содержание стронция, который может иметь верхнекоровое происхождение.

Рис. 6.

Распределение редкоземельных и других некогерентных (LIL, HFS)-элементов в породах щелочно-мафитовых плутонов. Концентрации нормализованы по примитивной мантии (PM) и хондриту (Sun, McDonough, 1989). Средние составы базальтов океанических островов (OIB) и островодужных базальтов (IAB) по (Sun, McDonough, 1989; Kelemen et al., 2003). Для образцов, имеющих сходные содержания, рассчитаны средние значения. Не учитывался нефелиновый сиенит, ассоциирующий, предположительно, с ликвационными карбонатитами Верхнепетропавловского массива (Врублевский, 2015).

Характерной чертой химического состава пород щелочно-мафитовой серии Кузнецкого Алатау являются невысокие концентрации REE (~140–200 г/т) по сравнению с платформенными аналогами (Бородин и др., 1987; Downes et al., 2005; Арзамасцев, Арзамасцева, 2013). Ийолиты и уртиты Кия-Шалтырского плутона максимально обеднены REE (~28–83 г/т) (табл. 2, рис. 6). При этом аномально высокая концентрация REE (347–482 г/т) для изученной серии наблюдается исключительно в жильных пегматоидных фойяитах Дедовогорского и Университетского массивов, которые также содержат, г/т: Zr 511–1054, Nb до 59, Y 55–85, Th 25–67, U 18–30, Cs до 9.2. Спектры распределения REE в большинстве мафитовых пород характеризуются положительной Eu-аномалией (Eu/Eu* ≈ ≈ 1.1–1.5). Сходную величину Eu/Eu* ≈ 1–1.1 имеют дайки микроийолитов, которые могли быть первой фракцией фойдового расплава, а более поздние фойяиты с пониженными значениями Eu/Eu* ≈ ≈ 0.3–1 представляют собой его максимальные дифференциаты.

Радиогенные (Nd, Sr, Pb) изотопы. Разновозрастные щелочно-мафитовые интрузии Кузнецкого Алатау отличаются по изотопному составу неодима (Врублевский и др., 2014, 2016б, 2018б; Mustafayev et al., 2017; Vrublevskii et al., 2020b). Наиболее высокие значения ε_Nd(Т) ~ 5–9 ((¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd)_Т 0.512245–0.512459) характерны для кембрийских габброидов, фойдолитов, нефелиновых сиенитов, карбонатитов и их породообразующих минералов – оливина, клинопироксена, плагиоклаза и апатита (табл. 6). Породы и минералы (клинопироксен, полевой шпат, нефелин) в девонских ((¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd)_Т 0.512282–0.512464) и позднепермских ((¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd)_Т 0.512477–0.512540) интрузивах имеют пониженные значения ε_Nd(Т) до ~3–5 (табл. 7, 8), что может отражать влияние вещества менее деплетированной мантии. Наряду с гетерогенностью мантийных источников магм, вероятными причинами значимого отклонения величины ε_Nd(Т) в образцах нефелинового сиенита и фойдолита Горячегорского массива (~6.8 и ~1.7 соответственно) могут быть разная степень перемешивания материала в расплавах или их коровая контаминация.

Для изученной изверженной серии характерно возрастание первичных отношений (⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)_Т от ~0.7042–0.7055 в габбро до ~0.7049–0.7074 в поздних щелочных породах и карбонатитах (табл. 6–8). По-видимому, только клинопироксен в габбро ((⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)_Т ~ 0.702–0.704, Верхнепетропавловский и Кия-Шалтырский массивы) как наиболее ранний породообразующий минерал сохраняет признаки первоначальной мантийной природы. В остальных случаях можно предполагать разную степень взаимодействия первичной магмы с веществом верхней континентальной коры (Покровский и др., 1998; Врублевский и др., 2014, 2016б, 2018б; Vrublevskii et al., 2020b).

Первичные изотопные отношения Pb как в породах, так и в минералах заметно варьируют (табл. 9). Микроклин и сульфиды (пирротин, пирит) обладают пониженными значениями U/Pb (0.005–0.2) и Th/Pb (0.007–0.19), поэтому их изотопный состав может быть индикатором источника расплавов. Интервал изотопных отношений Pb в минералах ((²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb)_Т 18.19–20.65, (²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb)_Т 15.53–15.71, (²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb)_Т 37.59–38.12) соответствует возможному смешению деплетированного и обогащенного мантийного вещества, подобного источникам PREMA и EMII-типа. Сульфиды и микроклин из карбонатитов в кембрийских (~507–490 млн лет) щелочных интрузиях соседних регионов Горного Алтая и Юго-Восточной Тувы имеют менее радиогенный изотопный состав ((²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb)_Т 17.28–18.05, (²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb)_Т 15.40, (²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb)_Т 37.21–37.68), свойственный продуктам магматизма с вероятным участием вещества типа EMI. В провинции Кузнецкого Алатау от габбро к фойдолитам значения U/Pb (0.23–0.78) и Th/Pb (0.27–0.8) возрастают подобно другим дифференцированным сериям, однако различие изотопных отношений Pb в породах ((²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb)_Т 17.92–19.29, (²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb)_Т 15.53–15.58, (²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb)_Т 37.49–37.83) также позволяет предполагать их происхождение из гетерогенного магматического источника.

Стабильные (O, C, S) изотопы. Величина δ¹⁸O_V-SMOW в породообразующем клинопироксене, полевом шпате и нефелине варьирует от 6.3 до 13.4, от 7.8 до 10.8 и от 8.4 до 12.0‰ соответственно, заметно превышая мантийные значения δ¹⁸О = = 5.5 ± 0.5‰ (табл. 10). Сходным образом изменяется общий состав пород: δ¹⁸О_V-SMOW от 7.3–10.7‰ в габброидах и фойдолитах до 10.2–15.5‰ в нефелиновых сиенитах и карбонатитах (Покровский и др., 1998; Врублевский, 2015), что может свидетельствовать о значительной коровой контаминации расплавов. Подобная тенденция отмечается для других щелочных комплексов западной части ЦАСП, например, в Горном Алтае, Западном Забайкалье, Юго-Восточной Туве и Северо-Западной Монголии (Врублевский и др., 2012; Doroshkevich et al., 2012; Vrublevskii et al., 2019, 2020a). Степень изотопного фракционирования между нефелином, полевым шпатом и клинопироксеном (∆¹⁸О до 1.5–2.4‰) соответствует высокой температуре (600–800°С) минералообразования (рис. 7), что характерно для закрытия изотопно-кислородных систем в фельдшпатоидных породах (Покровский, 2000). Нарушение равновесия нефелин–клинопироксен (∆¹⁸О_Ne–Cpx ≈ 0) наблюдается только на участках позднемагматической перекристаллизации фойдолитов при участии нагретых метеорных вод с δ¹⁸О < 0.

Рис. 7.

Фракционирование изотопов кислорода между нефелином (Ne), полевым шпатом (Fsp) и клинопироксеном (Cpx) в габбро и щелочных породах. 1 – щелочные комплексы Кузнецкого Алатау; 2 – щелочные породы Витимской провинции (Западное Забайкалье); 3 – ультрамафитовые фойолиты Полярной Сибири; 4 – нефелиновые сиениты Кольской провинции. Составы минералов в породах Полярной Сибири (плутон Одихинча), Кольской (Хибинский плутон) и Витимской (массивы Западного Забайкалья) провинций приведены по (Покровский, 2000; Doroshkevich et al., 2012). Расчет изотерм по (Покровский, 2000), изотопное равновесие по данным в табл. 10.

Максимальный уровень коровой контаминации достигается в карбонатитах Верхнепетропавловского массива (Врублевский, 2015). Значения δ¹³C и δ¹⁸О в породообразующем кальците образуют положительную корреляцию (δ¹³C от –3.5 до –2.0‰ и δ¹⁸О 11.8–15.5‰), которая соответствует модели высокотемпературного (T = 700°С) рэлеевского фракционирования и характеризует тренд мантийно-коровых карбонатитов (рис. 8). Температуры изотопно-кислородного равновесия между карбонатом (δ¹⁸О = 11.8–13.4‰) и сосуществующим титаномагнетитом (δ¹⁸О = 7.1–7.5‰), и клинопироксеном (δ¹⁸О = 9.0‰) варьируют в диапазоне ~650–850°С. Сходная степень фракционирования между кальцитом и магнетитом (∆¹⁸О_Сc–Mag ≈ 4–5) фиксируется в карбонатитах комплекса Ока в Канаде (Conway, Taylor, 1969).

Рис. 8.

Изотопный состав кислорода (δ¹⁸O, ‰) и углерода (δ¹³C, ‰) в карбонатитах и метакарбонатных породах Кузнецкого Алатау. PIC (primary igneous carbonatites) – первичные изверженные карбонатиты (Conway, Taylor, 1969; Keller, Hoefs, 1995); NSC (normal sedimentary carbonate) – морские осадочные карбонаты (Покровский, 2000); O–C изотопные сдвиги по (Demény et al., 1998). Элементы модели рэлеевского изотопного фракционирования (Rayleigh isotopic fractionation model) первоначального карбонатного расплава (крест) с вариациями состава ±1‰ δ¹⁸O (сплошная и точечные линии) и молярного соотношения H₂O/CO₂ = 0.9 при 700°C по (Ray, Ramesh, 2000). Пунктирная линия соответствует изотопным изменениям кальцита, образованного при взаимодействии магматического флюида с известняком (Bowman, 1998) с различным значением отношения флюид/порода и мольной доли ${{X}_{{{\text{C}}{{{\text{O}}}_{{\text{2}}}}}}}$ = 0.5 во флюиде, по (Smith et al., 2015). Состав мантийно-коровых карбонатитов и вмещающих метаосадочных пород в западной части ЦАСП по данным (Врублевский, 2015; Vrublevskii et al., 2020a).

Для пирротина изученных карбонатитов характерно обогащение ³⁴S (+4.6‰ δ³⁴S) по сравнению с метеоритным стандартом (δ³⁴S_CDT ~ 0‰) и сульфидами многих подобных пород со средним значением δ³⁴S около –3‰ (Deines, 1989). В связи с тем, что битуминозные доломитовые известняки в северной части Кузнецкого Алатау часто заражены сероводородом (δ³⁴S ~ 16–19‰), можно предположить смешение мантийной и осадочной серы при верхнекоровой контаминации расплавов (Покровский и др., 1998).

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Последовательность и петрогенезис интрузивных комплексов. Изотопно-геохронологические данные позволяют выделить три эпохи развития щелочно-мафитового магматизма Кузнецкого Алатау в среднем кембрии–раннем ордовике (~510–480 млн лет), раннем–среднем девоне (~410–385 млн лет) и поздней перми (~ 265 млн лет). Его проявления в кембрии и девоне происходили почти синхронно с формированием габбро-монцонитовых и гранитоидных плутонов (~510–490 и ~430–400 млн лет) восточного склона Кузнецкого Алатау (Врублевский и др., 2016а, 2018а). Массивы пермского возраста (Горячегорский, Подтайга, Андрюшкина Речка) не сопровождаются какими-либо другими интрузивными комплексами и залегают только среди вулканитов среднего палеозоя на границе орогена и Минусинского рифтового прогиба (рис. 1). Похожая дискретность щелочного магматизма прослеживается в провинциях Центрального Сангилена (Юго-Восточная Тува) и Витимского нагорья (Западное Забайкалье) (Doroshkevich et al., 2012; Дорошкевич и др., 2014, 2018; Избродин и др., 2017 Vrublevskii et al., 2020а), что указывает на периодичность мантийных процессов в палеозойской истории ЦАСП.

Изученные изверженные породы принадлежат к дифференцированной K-Na (Na₂O/K₂O ~ 2–7) серии субщелочное габбро–тералит–фойдолит–нефелиновый сиенит (фойяит) (рис. 4а). Исключением являются более редкие уртиты и ийолиты, которые имеют низкую кремнекислотность и обогащены щелочами. По своему химизму породы плутонов сопоставимы с комагматичными вулканитами базанит-тефрит-фонолитового ряда, распространенными в Кузнецком Алатау и Минусинской впадине (Бородин и др., 1987; Воронцов и др., 2013). Содержание петрогенных и многих рассеянных элементов в щелочных интрузиях (рис. 4–6) не противоречит фракционной кристаллизации по модели Н. Боуэна. На примере представительного Верхнепетропавловского плутона формирование щелочно-мафитовой ассоциации предполагается в гипабиссальных условиях ~3 кбар и ~1000–1150°С (Врублевский, 2015). В сходном температурном интервале (~930–1200°С) наблюдается гомогенизация микровключений в породообразующем клинопироксене, плагиоклазе и нефелине из других интрузивов провинции (Шацкий, 1975). По-видимому, даже в магнетите и салите поздних карбонатитов прекращение обмена изотопов кислорода происходило при ~700–800°C, что соответствует условиям рэлеевского фракционирования в остывающем карбонатном расплаве. Широкий диапазон температур (~800–400°С) изотопно-кислородного равновесия фиксируется в парагенезисах клинопироксена с нефелином и полевым шпатом щелочных пород (табл. 10, рис. 7), что свидетельствует о позднемагматическом преобразовании минеральных систем, иногда с участием метеорных вод (Врублевский, 2015; Vrublevskii et al., 2020a).

Условия генерации материнской базитовой магмы. Распределение редких элементов в породах щелочных плутонов Кузнецкого Алатау может отражать неоднородность вещества магматических источников. Наиболее раннее субщелочное габбро обладает отчетливыми геохимическими признаками участия в источнике их расплава вещества IAB в сочетании с компонентом, подобным E-MORB (рис. 5, 6). Его присутствие позволяет предположить возможность переработки океанической литосферы в зоне субдукции и последующее вовлечение эклогитизированного слэба в магмогенезис (Donnelly et al., 2004). На примере данной провинции участие такого материала косвенно подтверждается корреляцией соотношений Nb/Ta и Zr/Sm в габбро и щелочных породах (рис. 9в).

Рис. 9.

Соотношение HFS-элементов в магматических мафитовых породах Кузнецкого Алатау и примыкающей Минусинской впадины. (а): Gd/Yb–La/Lu (Boyce et al., 2015); (б): (Sm/Yb)_N–(La/Sm)_N (Bi et al., 2015). Концентрации REE нормализованы (N) по хондриту (Sun, McDonough, 1989); (в): Nb/Ta–Zr/Sm (Foley et al., 2002); (г): Dy/Yb–La/Yb (Jung et al., 2006). На кривых плавления модельных лерцолитов с разным содержанием граната (Gr) и шпинели (Spl) обозначена доля расплава в процентах. Состав габбро (рис. (а), (б), (г)) в щелочно-мафитовых плутонах: Белогорский (черный квадрат), Университетский, Верхнепетропавловский, Кия-Шалтырский, Кургусульский, Дедовогорский (белые квадраты) в сравнении с неопротерозойскими вулканитами OIB-типа на юго-восточном склоне Кузнецкого Алатау (KA) (Врублевский и др., 2016в) и девонскими базальтами Минусинской рифтогенной впадины (Воронцов и др., 2013). См. пояснение в тексте.

По сравнению с веществом источника OIB габброиды имеют пониженные значения Gd/Yb и La/Lu, что соответствует меньшей глубине генерации магмы и более высокой степени плавления протолита (рис. 9а). Состав мафитов Белогорского плутона отличается бóльшим отношением (La/Yb)_N ~ 9–12, чем аналоги в других изученных массивах провинции ((La/Yb)_N ~ 2–7). Это может свидетельствовать не только о неоднородности источников и разных условиях выплавления, но также о степени фракционирования первичной магмы. Наблюдаемые в габбро высокие концентрации HREE_Gd–Lu, достигающие ~20–30 г/т, Y до ~20–45 г/т и величина отношения LREE/HREE, равная 3–9, указывают на отсутствие реститового граната в протолите и генерацию магмы в результате ~1–10% равновесного плавления мантийного шпинелевого лерцолита. По-видимому, в сходных условиях формировалась первичная магма девонских базальтов в прилегающей Минусинской котловине (рис. 9б, 9г). Для продуктов кембрийского OIB-магматизма Кузнецкого Алатау тоже характерна относительно невысокая (~2–3%) степень плавления мантийного перидотита, но экстракция расплава осуществлялась из более глубокого источника с небольшим количеством стабильного граната (Врублевский и др., 2016в).

Мантийные источники и коровая контаминация расплавов. Изотопный состав неодима ε_Nd(Т) ~ 3–9 в щелочно-мафитовых плутонах Кузнецко-Алатауской провинции свидетельствует о мантийном происхождении первичной магмы. Независимо от возраста плутонов, общий мантийный компонент представлен PREMA (prevalent mantle)-подобным материалом, который мог взаимодействовать как с более деплетированной (E-MORB-тип), так и с обогащенной литосферной (ЕМ-тип) мантией. По-видимому, наблюдаемые отклонения от преобладающих значений ε_Nd(Т) ~ 4.2–5.5 (рис. 10) связаны с различным соотношением мантийных компонентов, либо зависят от степени перемешивания вещества в магматических камерах. Некоторое увеличение доли вещества ЕМ в щелочных породах поздней перми соответствует составу производных магматизма, развитого в блоках с утолщенной зрелой литосферой.

Рис. 10.

Изотопный состав Nd и Sr палеозойских плутонических комплексов Кузнецкого Алатау и других магматических центров ЦАСП. GGM – кембрийско-раннеордовикские гранитоиды и габбро-монцонитовая ассоциация восточного склона Кузнецкого Алатау (Врублевский и др., 2016а, 2018а). MBB – девонские базальты Минусинской впадины, по (Воронцов и др., 2013). Составы палеозойских щелочных комплексов плато Витим (Западное Забайкалье) и Сангилен (Юго-Восточная Тува), по данным (Doroshkevich et al., 2012; Vrublevskii et al., 2020a), щелочных пород и карбонатитов (комплекс эдельвейс, Эд) в Горном Алтае, по (Врублевский и др., 2012). Средний состав базальта Северо-Азиатского суперплюма, по (Ярмолюк, Коваленко, 2003). Область “Мантийный ряд”, резервуары MORB (DMM), PREMA, EMI и EMII в соответствии с их современными параметрами показаны по (Zindler, Hart, 1986; Stracke et al., 2005). См. пояснение в тексте.

Сходные значения ε_Nd(Т) ~ 3–5 отмечаются в кембрийских габбро-монцонитовых и гранитных ассоциациях Кузнецкого Алатау, девонских базальтах смежного Минусинского прогиба, а также в палеозойских щелочных плутонических комплексах на Сангиленском (Юго-Восточная Тува) и Витимском (Западное Забайкалье) плоскогорьях (Врублевский и др., 2016а, 2018а; Воронцов и др., 2013; Doroshkevich et al., 2012). По-видимому, в этом случае происходило унаследование источников вещества, которые были повторно активированы под воздействием мантийного плюма. О вероятной мобилизации материала ранее метасоматизированной нижней литосферы может свидетельствовать совместное нахождение в девонских и пермских щелочных породах Кузнецкого Алатау разновозрастных (~1300, ~500 и ~400 млн лет) популяций циркона (Врублевский и др., 2014). Доминирование вещества, подобного PREMA, в эволюции палеозойского мафитового магматизма ЦАСП уже отмечалось в связи с деятельностью Северо-Азиатского суперплюма (Ярмолюк, Коваленко, 2003). Вероятно, его влияние таким же образом отразилось на изотопном составе Nd кембрийских гранитоидов (ε_Nd(530–490) = = 6.6–7.9), сформированных в островодужно-аккреционных комплексах Озерной зоны (Западная Монголия) ЦАСП (Саватенков и др., 2020).

Неоднородность магматических источников вызывает вариации изотопных отношений Pb в породах и минералах (рис. 11а, 11в). Их значения образуют дискретный тренд, параллельный известной последовательности EACL (East Africa Carbonatite Line) карбонатит-нефелинитового вулканизма Восточно-Африканского рифта (Bell, Tilton, 2001). По-видимому, щелочно-мафитовые интрузии Кузнецкого Алатау имели комбинированный источник с преобладанием вещества PREMA и различным участием компонентов, сходных с EMII или EMI. Эта зависимость также прослеживается в раннепалеозойских щелочных интрузиях Горного Алтая и Центрального Сангилена ЦАСП. Сопоставимые первичные изотопные отношения Pb (рис. 11а, 11б) характерны для щелочных плутонов Европейского и Сибирского кратонов, базальтов Таримской провинции и щелочных комплексов плато Шилонг (Shillong) в Северо-Восточной Индии, образование которых связывают с плюмовой активностью (Lee et al., 2006; Когарко, Зартман, 2011; Зартман, Когарко, 2014; Zhang et al., 2010; Ghatak, Basu, 2013). По всей вероятности, в их формировании принимало участие вещество не только мантии, но и верхней литосферы.

Рис. 11.

Изотопный состав Pb в минералах (микроклин, пирротин, пирит) и в породах щелочно-мафитовых плутонов. Данные на Pb–Pb диаграммах см. в табл. 9. Мантийные компоненты: PREMA (преобладающая мантия), FOZO (мантия фокусной зоны), HIMU (мантия с высоким значением μ), DMM (деплетированная MORB мантия), EMI (обогащенная мантия 1) и EMII (обогащенная мантия 2), элементы плюмботектоники и изотопной эволюции Pb соответствуют параметрам по (Stacey, Kramers, 1975; Zartman, Haines, 1988; Zindler, Hart, 1986; Hart et al., 1992; Stracke et al., 2005). Компоненты: UC – верхнекоровый, Oro – орогенный, M – мантийный. EACL – East African Carbonatite Line, по (Bell, Tilton; 2001). Составы щелочных пород и карбонатитов Ловозерского, Ковдорского (Европейский кратон) и Гулинского (Сибирский кратон) массивов, по (Когарко, Зартман, 2011; Зартман, Когарко, 2014; Lee et al., 2006), галенита из карбонатитов в плутонах Себльявр, Салланлатви, Вуориярви, Ковдор Кольской провинции, по (Bell et al., 2015), базальтов Таримской плюмовой провинции, по (Zhang et al., 2010), щелочно-ультрамафитовых комплексов, лампроитов и сиенитов (LS) Северо-Восточной Индии, по (Ghatak, Basu, 2013). Допускается возможное сходство параметров мантийных субстратов и современных изотопных резервуаров. Пояснение см. в тексте.

Несмотря на отмеченные признаки мантийного происхождения, для щелочно-мафитовых интрузий характерны повышенные значения (⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)_т до ~0.705–0.707 и δ¹⁸О до 8–12‰ в силикатных породах, что может быть вызвано коровой контаминацией расплавов. Ее влияние особенно заметно в карбонатитах: δ¹⁸О_V-SMOW ~ 12–15.5‰, δ¹³С_V-PDB от –3.5 до –2.0‰, δ³⁴S_CDT = +4.6‰, (⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)_т ~ ~ 0.706–0.707 (Врублевский, 2015). Существующая положительная корреляция между величинами (⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)_т и δ¹⁸О также наблюдается в других палеозойских изверженных комплексах западной части ЦАСП и приближенно соответствует модели мантийно-корового взаимодействия. Участие компонентов континентальной коры в развитии щелочного магматизма Кузнецкого Алатау является вполне вероятным для аккреционно-коллизионного орогена.

Предположительно, дополнительное поступление ⁸⁷Sr в магму происходило с рассолами, мобилизованными теплом интрузий из рифейско-кембрийских метакарбонатных отложений (Sr > > 2000 г/т, ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr ≈ 0.708) на севере региона (Покровский и др., 1998). Как следствие, содержание Sr в мафитовых породах достигает ~1300–1800 г/т. Сохраняющееся при этом изотопно-кислородное равновесие между минералами с кристаллической структурой разной ¹⁸O-емкости указывает на поступление корового материала непосредственно в расплав. Происходившая контаминация также могла вызвать обогащение пород изотопом ²⁰⁷Pb до уровня, характерного для орогенических областей (рис. 11б).

Щелочной магматизм суперпозиции мантийного плюма и аккреционно-коллизионного террейна. По существующим оценкам процессы смешения мантийных и коровых компонентов в магмогенезисе особенно эффективны в обстановке субдукции (Kelemen et al., 2003; Добрецов, 2010; Гордиенко, 2019; Jia et al., 2020; Sun et al., 2020). На примере эволюции западно-тихоокеанской активной окраины в позднем кайнозое считается, что благодаря разрыву и сдвигу океанической литосферной плиты в зоне трансформного растяжения формируется канал (slab-window), по которому астеносферные магмы или вещество более глубинных плюмов поступают в надсубдукционный мантийный клин (Ярмолюк и др., 2013; Martynov et al., 2017; Kimura et al., 2018; Гордиенко, 2019). Кроме того, материал самого клина перед возможным плавлением подвергается метасоматическому воздействию флюидов, возникающих при дегидратации слэба (Donnelly et al., 2004). В результате составы производных окраинно-континентального вулканизма нередко проявляют геохимическую конвергенцию между внутриплитными (WPB/OIB-тип) и островодужными (IAB-тип) базальтами (Ярмолюк и др., 2013; Martynov et al., 2017; Гордиенко, 2019). В качестве дополнительного фактора смешения нередко рассматривается процесс магматического андерплейтинга (underplating) в основании континентальной коры (Thybo, Artemieva, 2013 и ссылки там). Предполагается, что в этом случае плавление корового материала под влиянием базитовых интрузий приводит к образованию фельзитовых гибридных магм (Petford, Gallagher, 2001; Annen, Sparks, 2002).

Содержания и соотношения некоторых редких и рассеянных элементов в щелочно-мафитовых интрузиях Кузнецкого Алатау могут свидетельствовать о сложной тектонической обстановке их внедрения. Сходные по степени дифференциации (La/Yb)_N ~ 5–10 габброиды и фойдолиты характеризуются мультиэлементными спектрами распределения, подобными среднему составу IAB, но более щелочные производные обогащены REE, Nb, Ta, Th, U, Rb и Ba (рис. 5, 6) до уровня состава OIB и выше. Содержания HFSE в большинстве мафитовых пород являются переходными между составами OIB и IAB (рис. 12). Такое сочетание вероятно при смешении компонентов мантийного плюма и островной дуги (Врублевский, 2015; Врублевский и др., 2012, 2016а, 2016б; Martynov et al., 2017; Гордиенко, 2019). Похожие вариации наблюдаются в габбро-монцонитовых плутонах на востоке региона (рис. 12е) и тоже могут быть обусловлены мантийно-коровым взаимодействием (Врублевский и др., 2018а). По-видимому, участие вещества самого плюма отразилось на индикаторных соотношениях HFSE в мафитах, в которых они достигают значений, характерных для производных OIB-магматизма и континентальных платобазальтов (рис. 12а, 12б). Предположительно, в субщелочном габбро также содержится материал, сопоставимый с океаническими базальтами типа E-MORB, ВАВВ и ОРВ (рис. 5, 12а, 12г, 12д). Присутствие этих компонентов в геодинамических комплексах Палеоазиатского океана неоднократно отмечается в пределах северо-западного сегмента ЦАСП (Buslov et al., 2001; Dobretsov et al., 2003; Wilhem et al., 2012).

Рис. 12.

Геохимическая интерпретация источников и тектонической обстановки щелочно-мафитового магматизма Кузнецкого Алатау. (а): Nb/Y–Zr/Y (Condie, 2005), штриховой линией разделены плюмовые и неплюмовые источники; (б): (Tb/Ta)_PM–(Th/Ta)_PM (Thièblemont et al., 1994), нормализация по примитивной мантии (PM; Sun, McDonough, 1989); (в): Th/Yb–Ta/Yb (Gorton, Schandl, 2000); (г): Th/Ta–La/Yb (Tomlinson, Condie, 2001); (д): Th_N–Nb_N (Saccani, 2015), нормализация по N-MORB (Sun, McDonough, 1989); (е): Yb/Ta–Y/Nb (Eby, 1990). Базальты срединно-океанических хребтов нормальные (N-MORB) и обогащенные (E-MORB), океанических островов (OIB), океанических плато (OPB), субдукционных зон (SZB), островных дуг (IAB/ARC), задуговых бассейнов (BABB), внутриплитные (WPB). АВ – щелочной базальт, CFB – континентальный платобазальт, IAT – толеиты островных дуг, OIA – океаническая островная дуга, ACM – активная окраина континента, WPVZ – внутриплитная вулканическая зона, CAMB – базальты активной окраины континента, CWPAB – щелочные и субщелочные внутриплитные континентальные базальты. Крестом отмечен средний состав базальтов по (Sun, McDonough, 1989; Kelemen et al., 2003), кембрийские габбро-монцониты Кузнецкого Алатау по (Врублевский и др., 2018a).

На основании существующей модели формирования каледонид ЦАСП (Ярмолюк и др., 2013) и данных по геохимии и изотопной геохронологии щелочно-мафитового магматизма в Кузнецком Алатау нами допускается взаимодействие изученных интрузий с материалом аккреционных комплексов уже бывшей активной континентальной окраины. При относительном небольшом диапазоне преобладающих значений ε_Nd(Т) ≈ 4–6 в породах плутонов заметно варьируют соотношения Ce/Pb, Ce/Nb, Th/Nb (рис. 13). Считается, что они служат индикаторами участия континентальной коры в магмогенезисе (Hofmann et al., 1986; Rudnick, Gao, 2003). Таким образом, в породах рассмотренной изверженной провинции их вариации могут отражать разную степень контаминации мантийных расплавов с унаследованием сигнатур более древних субдукционных процессов. При этом установленное геохимическое подобие разновозрастных щелочных интрузий свидетельствует не только о родственной природе магматических источников, но и подтверждает представления о длительной плюмовой активности в палеозойской эволюции ЦАСП (Ярмолюк и др., 2003).

Рис. 13.

Диаграммы Ce/Nb–Th/Nb (а) и ε_Nd(Т)–Ce/Pb (б) для пород щелочно-мафитовой серии (залитые кружки) Кузнецкого Алатау. Состав примитивной (PM) и деплетированной (DMM) мантии, E-MORB, OIB, PREMA, BSE (bulk silicate Earth, валовый состав Земли), UC (верхняя континентальная кора), по (Sun, McDonough, 1989; Zindler, Hart, 1986; Salters, Stracke, 2004; Rudnick, Gao, 2003). См. пояснение в тексте.

Предполагается, что присутствие гетерогенного вещества в составе плутонов Кузнецкого Алатау вызвано суперпозицией мантийного плюма и кембрийских геодинамических комплексов бывшей активной континентальной окраины. В сходных тектонических условиях наиболее вероятно воздействие плюма на метасоматизированную надсубдукционную мантию с сохранением ее геохимических признаков в процессах плавления (Врублевский и др., 2014; Лавренчук и др., 2017). Однако с позиции плейт-тектоники для проявления подобного многократного магматизма необходимо учитывать возможность его эволюции на ограниченной площади (~4.5 тыс. км² в данном случае), сопоставимой с площадными размерами классической горячей точки. Поэтому в предлагаемой модели допускается, что первоначальный мантийный плюм в кембрии–ордовике (Ярмолюк, Коваленко, 2003) при подъеме эродировал литосферу под уже зрелой островной дугой и был источником только небольших порций щелочно-базальтовой магмы. Геохимическое подобие щелочных интрузий более поздних (девон, пермь) периодов плюмовой активности обусловлено смешением вновь поступившего мантийного материала и переплавленного литосферного субстрата, метасоматизированного инициальным плюмом (Врублевский и др., 2014). При этом взаимодействие щелочной магмы непосредственно с фрагментами аккреционных комплексов на нижнекоровом уровне ограничивалось очень незначительным их плавлением в краевых частях. По-видимому, участие разнородного, в том числе карбонатного, вещества в процессах петрогенезиса вызывало изотопные эффекты (Покровский и др., 1998), но слабо отразилось на общем химизме изверженных пород.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

(1) Щелочно-мафитовый интрузивный магматизм на севере Кузнецкого Алатау проявлялся неоднократно. Сформированные плутоны кембрийского, девонского и пермского возраста сложены изверженными породами K-Na серии: субщелочное габбро–тералит–фойдолит–нефелиновый сиенит, редко карбонатит.

(2) Вариации HFSE в габбро свидетельствуют о неоднородности протолита первичной магмы. Наряду с компонентом, подобным IAB, в нем присутствует вещество океанических базальтов типа OIB, E-MORB, ВАВВ и ОРВ.

(3) По сравнению с условиями образования OIB, для первичной магмы исследованной серии пород характерна меньшая глубина генерации в условиях частичного (1–10%) плавления шпинелевого лерцолита мантии и умеренная степень ее фракционирования ((La/Yb)_N до ~7–12).

(4) Первичный изотопный состав Nd и Pb в породах и минералах свидетельствует о мантийном происхождении первичной магмы и взаимодействии в ее источнике доминирующего вещества PREMA-типа с материалом более деплетированного (MORB/DMM) и обогащенного (EM-тип) резервуаров. Повышенные значения и положительная корреляция отношений изотопов Sr и O в интрузивах могут быть связаны с коровой контаминацией расплавов. Этому не противоречат наблюдаемые изотопные C–O ковариации в карбонатитах, характерные для высокотемпературного рэлеевского фракционирования.

(5) Распределение большинства редких и рассеянных элементов в плутонах указывает на возможное смешение в расплавах материала островных дуг и океанической литосферы в сложной геодинамической обстановке суперпозиции мантийного плюма и бывшей активной окраины континента. Участие подобных компонентов в магмогенезисе могло произойти еще на стадии аккреции.

(6) Щелочно-мафитовые интрузии аккреционно-коллизионного орогена Кузнецкого Алатау обладают неоднородным изотопным (Nd, Pb) составом, что указывает на гетерогенность их мантийных протолитов. Плюм-литосферное взаимодействие могло привести к унаследованию геохимических признаков более ранних субдукционных комплексов Палеоазиатского океана, а также возрастанию роли обогащенной мантии в магмогенезисе.

Благодарности. Авторы признательны сотрудникам производственных геологических организаций Кузбасса и Красноярского края, Томского национального исследовательского государственного университета, институтов Российской академии наук, Университета Британской Колумбии (Канада) за многолетнюю помощь в экспедиционных и аналитических исследованиях. С благодарностью были восприняты рецензии от член-корреспондента РАН Е.В. Склярова и старшего научного сотрудника ИГЕМ РАН А.В. Никифорова.

Источники финансирования. Рукопись подготовлена при поддержке Министерства науки и высшего образования РФ и Российского научного фонда (проект № 18-17-00240).