Петрология, 2022, T. 30, № 4, стр. 404-431

Рифейский этап

В рифейское время в Маньхамбовском блоке образовались субвулканические базиты в составе щокурьинской (RF₂) и мороинской (RF₃) свит. Ниже для ясности (для отличия от базальтоидов в составе свит) субвулканические базиты будут называться одноименными им комплексами.

В субвулканических базитах (толеитовый тип) Маньхамбовского блока концентрации Y и Nb (рис. 5а) понижаются от более древнего щокурьинского к более молодому – мороинскому комплексу. Это происходит на фоне уменьшения в породах содержаний калия и титана (Государственная …, 2017). Величина Y/Nb стабильна – около 3.0. Концентрации Y и Nb в пределах этих комплексов снижаются с увеличением содержания SiO₂ в породах (см. в Supplementary, ESM_1.xls): в базитах щокурьинского комплекса – от более магнезиальных метагаббро-амфиболитов к более высокотитанистым и субщелочным метатрахибазальтам, а в бедных калием субвулканитах мороинского комплекса – с увеличением SiO₂ от 44 до 55 мас. %. Синхронно снижаются концентрации Rb, Sr, Zr, Hf, Ba и РЗЭ.

Рис. 5.

Диаграммы Y–Nb для магматитов Маньхамбовского блока. Звездами разного цвета обозначены составы в разной степени обогащенных мантийных источников: зеленая – N‑MORB, фиолетовая – E-MORB, красная – OIB; желтая и оранжевая – верхняя (ВКК) и нижняя (НКК) континентальная кора соответственно. Серая линия на рис. (в) – тренд составов базальтов контрастной ассоциации севера Ляпинского антиклинория, по (Соболева, 2005).

В большей части пород сысьинского габбро-диорит-гранитного комплекса (653–652 млн лет) Y/Nb ~ 3.0 (рис. 5а), как и в базитах щокурьинского и мороинского комплексов. Однако, в отличие от последних, в сысьинском комплексе от габбро-диоритов, кварцевых диоритов (I, II фазы) к роговообманковым гранитам и далее к микропертитовым мусковитовым и двуслюдяным гранитам, лейкогранитам (III фаза) концентрации Y и Nb возрастают (г/т): Y – от 15–19 до 46, Nb – от 4–5 до 14. Синхронно в лейкогранитах увеличиваются концентрации Rb, Be, Cs, Zr, Hf, Ta, Pb, Th, U и РЗЭ и снижаются – Sr, Li и ряда других микроэлементов (см. в Supplementary, ESM_1.xls). В этот ряд не укладывается состав отдельных проб (рис. 5а), где Y/Nb = 2 и ниже при возрастании концентрации Nb.

Точки составов пород парнукского габбро-диорит-тоналитового комплекса (608–618 млн лет) образуют обширное поле (рис. 5а). Габброиды этого комплекса имеют высокие величины Y/Nb = 3–5, близкие к таковым для предшествующих им по времени базитов щокурьинского, мороинского и сысьинского комплексов. В габбро-диоритах и тоналитах парнукского комплекса значение Y/Nb снижается до 2–1 за счет возрастания в породах концентрации Nb (от 6–14 до 17–26 г/т) при некотором уменьшении Y.

По соотношениям SiO₂–Nb парнукские базиты образуют непрерывную серию, отличающуюся от аналогов из сысьинского комплекса более интенсивным накоплением Nb (а также Sr, Ba, Pb и TR) (см. в Supplementary, ESM_1.xls). Породы парнукского комплекса содержат 10–110 г/т Rb, его количество растет от габбро к тоналитам. По сравнению с предыдущими объектами, в породах парнукского комплекса присутствуют более высокие содержания TiO₂ (до 2 мас. % в габбро), Sr (до 600 г/т и более), Ba (до 600 г/т в тоналитах). Как и сысьинские аналоги, породы парнукского комплекса бедны Zr (30–65 г/т), имеют низкую величину Rb/Sr (до 0.10–0.24).

Поздневендский этап

Для концентраций Y и Nb в базитах (569 млн лет) и риолитах (568.3 млн лет) (Государственная …, 2017) саблегорского комплекса характерна дискретность. Точки базитов (рис. 5б) формируют компактное поле, вытянутое между изолиний с наиболее высоким для Маньхамбовского блока Y/Nb = 5.0–8.0. От магнезиальных долеритов и габбро-долеритов к трахибазальтам, базальтам и андезибазальтам концентрации Y и Nb здесь возрастают, характеризуя общий тренд эволюции исходной магмы.

Точки составов риолитов саблегорского комплекса образуют обособленный рой, внутри которого условно можно выделить две геохимические фазы: 1) Y/Nb = 1.0 при увеличении концентраций Y до 50 г/т, Nb до 47 г/т, 2) Y/Nb = 0.50–0.20 при увеличении концентраций Y до 15 г/т, Nb до 53 г/т. Наиболее кремнекислые (до 75–78 мас. % SiO₂) члены этих групп, богатые Nb, различаются по содержанию щелочей (см. в Supplementary, ESM_1.xls): для пород I фазы (по сравнению со II фазой) характерно обогащение Na₂О при Rb/Sr = = 3.0, Zr/Hf = 28–29. Породы II фазы (низкое значение Y/Nb) богаты K₂O; в них повышено Rb/Sr = = 30–40 при пониженном Zr/Hf = 12–22. По соотношению SiO₂ и Nb (см. в Supplementary, ESM_1.xls) в саблегорских субвулканитах также фиксируется бимодальность. По соотношению Rb и Nb они продолжают тренд пород парнукского комплекса.

Базиты в составе контрастного лаптопайского комплекса (554–556 млн лет) образуют поле (рис. 5б), также вытянутое вдоль изолиний с Y/Nb = 5.0–3.0. Отметим, что наиболее высокие концентрации Y (до 67 г/т) и Nb (до 17 г/т) имеют трахибазальты, переслаивающиеся с терригенными породами, в составе самой лаптопайской свиты (Государственная …, 2017). В ряду субвулканических базитов концентрации Y и Nb увеличиваются линейно.

Кислые породы I фазы лаптопайского комплекса по соотношению Y и Nb отличаются от базитов. Для большей части риолитов характерны Y/Nb = 0.8–1.6 (единичное 0.3). Преобладают риолиты с концентрацией Nb до 50–67 г/т, отдельные – содержат около 10 г/т. По соотношению Rb и Nb первые продолжают тренд риолитов саблегорского комплекса (область более высоких концентраций Rb и Nb). В целом по величине Y/Nb лаптопайские риолиты близки к кислым субвулканитам саблегорского комплекса, но отличаются наличием разностей с более высокими концентрациями Nb (до 60–90 г/т).

Гранитоидный магматизм позднего кембрия

Сальнеро-маньхамбовский гранит-лейкогранитный комплекс в Маньхамбовском блоке представлен массивами Маньхамбо, Илья-Из, Ыджидляга, Торрепорре-Из. Породы двух фаз массива Маньхамбо различаются по величине Y/Nb. Точки пород I фазы сосредоточены, главным образом, между изолиниями со значениями Y/Nb, равными 1, 2, 3 (рис. 5в). Для пород II фазы значения Y/Nb = 1 и ниже; ряд проб II фазы имеет Y/Nb < 0.2, в них концентрация Nb существенно выше, чем Y. В целом диапазон концентрации Nb в породах обеих фаз близкий. Породы II фазы обогащены Rb (до 200–600 г/т), концентрация которого коррелирует с таковой Nb (при уменьшении концентрации Y). Rb/Nb = 4–8, тогда как в породах I фазы – 2–4.

Граниты массива Илья-Из по величине Y/Nb = = 0.40 близки к породам II фазы массива Маньхамбо. Характерна высокая концентрация Nb (до 60 г/т) при малой Y (25 г/т). Единичные анализы гранит-порфиров массива Ыджидляга указывают на близость их составов к гранитам массива Мань-Хамбо (Nb 51.5 г/т, Y 8.4 г/т, Y/Nb около 0.20 г/т). Наряду с этим в массивах Ыджидляга (563–567 млн лет) и Торрепорре-Из, по данным (Петров и др., 2013), имеются породы, сходные с I-гранитами – бедные Nb (17 г/т) при Y/Nb = 1.0. К сожалению, эти отрывочные данные не позволяют четко характеризовать геодинамический тип и геохимическую принадлежность двух последних массивов.

О природе базитов

Природа блоков доуралид, находящихся в приуральской краевой зоне Восточно-Европейской платформы (и примыкающих к ней более северных структур), до сих пор остается предметом дискуссии (Фишман, Голдин, 1963; Махлаев, 1996; Водолазская и др., 1999; Душин, 1997, 2008, 2012; Андреичев, 2010; Пучков, 2000; Соболева, 2001; Кузнецов и др., 2006; Петров и др., 2013 и мн. др.). Как показано во Введении, каждый из этих блоков характеризуется спецификой тектоно-магматической истории. В пределах Ляпинского антиклинория доордовикские магматические серии его северной (Кожимский блок) и южной (Маньхамбовский) частей также различаются по составу и геодинамической принадлежности (Махлаев, 1996; Соболева, 2004; Кузнецов и др., 2005, 2006). Гранитоиды северной части Ляпинского антиклинория авторы планируют рассмотреть в следующих публикациях. Для Маньхамбовского блока приведенный ниже анализ геохимических данных с использованием ряда наиболее известных дискриминантных диаграмм способствует прояснению некоторых проблемных вопросов.

Позиция большей части точек базитовых комплексов Маньхамбовского блока на диаграмме Пирса (рис. 6) в разной степени близка к мантийному источнику E-MORB-типа. Ряд точек основных субвулканитов саблегорского и парнукского комплексов на этой диаграмме смещены в сторону N-MORB. Отметим, что и на диаграмме Y–Nb (Y/Nb = 5–8) точки их пород также смещены от E-MORB к N-MORB при концентрации Nb = 1–7 г/т. Причиной этого могло быть, например, смешение обогащенных магм E-MORB-типа с веществом слэбов океанической коры; об этом речь пойдет ниже.

Рис. 6.

Диаграмма Th/Yb–Nb/Yb с позицией средних составов мантийных источников (Pearce et al., 2008) для субвулканических базитов Маньхамбовского блока. Зеленой линией оконтурено поле составов внутриплитных базитов Кваркушско-Каменногорского антиклинория, по данным (Петров и др., 2005; Карпухина и др., 2001). ВКК и НКК – средние значения для верхней и нижней континентальной коры (Тейлор, МакЛеннан, 1998). Поля магматических пород трансформных (ТО) и конвергентных (КО) окраин приведены по (Гребенников, Ханчук, 2021) (объяснения см. в тексте), пунктир – область перекрытия этих полей.

Величина Th/Yb позволяет оценить роль гибридизма и контаминации первичных мантийных (астеносферных) магм Маньхамбовского блока веществом литосферной мантии и коры. По мере омоложения базитов этот параметр варьирует: щокурьинский – 0.7–0.9, мороинский – 0.2–0.6, сысьинский – 2.0, парнукский – 0.1–4.0, саблегорский – 0.3–2.0, лаптопайский – 0.10–3.0. Наименьшую степень субдукционного вклада и коровой контаминации имеют базиты мороинского комплекса, положение точек их составов почти совпадает с E-MORB. Отметим, что в породах саблегорского и парнукского комплексов величина Th/Yb увеличивается с возрастанием содержания SiO₂, указывая на усиление влияния коровой контаминации (точки близки к НКК и далее к ВКК).

Особенности состава известково-щелочных базитов лаптопайского комплекса отражают разную степень субдукционного вклада и коровой контаминации. На последний процесс указывает сдвиг части составов в сторону НКК и ВКК. В то же время базиты ряда образцов имеют наибольшие значения Nb/Yb = 2.0–3.5 при низких Th/Yb < 1, по составу источника приближаясь к E-MORB. Отметим, что и Nb/Yb для трахибазальтов в составе лаптопайской свиты (Государственная …, 2017) составляет 2.3–3.3, что также близко к E-MORB и указывает на единый источник с субвулканическими образованиями. Кроме того, среди базитов присутствуют разности, обогащенные TiO₂ (0.8–2 мас. %) и K₂O (>0.20 мас. %), имеющие высокие Th/Yb = = 0.36–1.1, что может свидетельствовать об усилении взаимодействия первичных магм (по мере их подъема) как с веществом вышележащей литосферной мантии, так и нижней континентальной коры. По соотношению Th/Yb–Nb/Yb (рис. 6) они близки к среднему составу НКК.

Интенсивность мантийно-корового взаимодействия можно оценить, используя одну из новых диаграмм Пирса (Th/Nb–TiO₂/Yb, рис. 7). На ней выделено три поля: деплетированной астеносферной мантии (OPB + MORB), обогащенной астеносферной мантии (OPB + OIB) и литосферной мантии, модифицированной субдукцией (SZLM). Базиты Маньхамбовского блока образуют широкий рой точек, в пределах которого составы пород отдельных комплексов попадают в несколько полей. Существенная часть точек составов находится в области SZLM, где возрастает Th/Nb от наиболее ранних комплексов – щокурьинского и мороинского (0.10–0.25) к сысьинскому (0.70) и далее к более контаминированным: парнукскому (0.10–1.2 – габбро-долериты, 3–4 – диориты), саблегорскому (0.20–1.5 – долериты и базальты, 2.8 – диориты) и лаптопайскому (0.5–2). Сдвиг части точек в сторону (OPB+OIB) может указывать на связь пород с астеносферными диапирами-плюмами (производные которых затем контаминированы SZLM).

Рис. 7.

Диаграмма Th/Nb–TiO₂/Yb (Pearce et al., 2021) с позицией субвулканических базитов Маньхамбовского блока. OPB – океанические платобазальты, MORB – базальты СОХ, OIB – базальты океанических островов. Поля, фиксирующие вклад этих компонентов в магмогенерацию, отвечающие производным астеносферной мантии разного состава: деплетированной (OPB+MORB) и обогащенной (OPB+OIB). Положение точек в поле SZLM-array указывает на участие в генезисе пород вещества литосферы, модифицированной субдукцией, в поле Plume-array – мантийных плюмов. Зеленой линией оконтурено поле внутриплитного плюм-зависимого магматизма Кваркушско-Каменногорского антиклинория, по данным (Петров и др., 2005; Карпухина и др., 2001).

В целом можно вновь отметить, что первичный источник расплавов для формирования всех рифей-вендских вулканогенных базитов Маньхамбовского блока, по-видимому, был наиболее близок E-MORB-типу. В составе ряда базитовых разностей отразилась контаминация веществом коры. Существенное влияние на составы оказывало и вещество литосферной мантии, модифицированной субдукцией. В некоторых случаях можно предполагать вклад и более обогащенного Nb мантийного вещества типа OIB.

Возможные типы источников для средних-кислых пород

Величина Y/Nb в породах позднерифейского (653–652 млн лет) сысьинского габбро-диорит-гранитного комплекса колеблется от 0.6 до 4.7, для большей части образцов около 3; расположение точек составов пород комплекса близко к источнику E-MORB-типа. Концентрация Nb в магматитах невысокая, но возрастает от 4 до 14 г/т с увеличением содержания SiO₂ в породах. Такой уровень концентрации Nb характерен для надсубдукционных гранитоидов Урала (Ферштатер, 2013; Холоднов и др., 2021а). Наличие золотосульфидно-кварцевой минерализации, ассоциированной с гранитами сысьинского комплекса, также может косвенно указывать на возможную их связь с зоной субдукции (или с флюидом, отделяющимся от погруженного слэба). Тем не менее величины Ba/Nb, Ba/Th, Ba/La, отражающие степень субдукционного вклада и роль флюидного фактора (рис. 8), здесь относительно невысоки и имеют тенденцию к понижению в более кислых разностях. Отметим, что в типичных надсубдукционных позднепалеозойских гранитоидах Уральского орогена (Холоднов и др., 2021а) значение Ba/La отношения достигает 200, а Ba/Nb и Ba/Th составляют 100–500 (Ферштатер, 2013 и др.).

Рис. 8.

Диаграммы отношений редких элементов, характеризующие вклад различных источников и процессов в петрогенезис риолитов и гранитоидов Маньхамбовского блока. Ряд диаграмм взяты из работ авторов: (в) – (Kepezhinskas et al., 1997), (г) – (Мартынов, 2010), (д) – (Woodhead et al., 2001), где они применялись для базитов островодужных обстановок. Авторы настоящей статьи, используя собственную базу данных, нанесли на эти диаграммы поля составов гранитоидов УПП – типичных представителей надсубдукционных (Верхисетский, Шабровский, Суховязовский, Краснинский и мн. др. массивы, 148 образцов, темно-серое поле) и плюм-зависимых образований (Степнинский, Увильдинский, Козлиногорский массивы и др., 50 образцов, светло-серое поле) и, таким образом, показали, что подобные графики возможно использовать и для гранитных составов. Диаграммы (а), (б), (е) – авторские варианты комбинации индикаторных отношений и элементов по осям, также отражающие вклад различных источников в петрогенезис гранитоидов. Значки средних составов гранитов А-, S-, I-типов нанесены по данным работы (Whalen et al., 1979); однако в ней отсутствуют данные по концентрациям La, Yb в этих типах гранитов. Поэтому средние величины отношений Ba/La, Th/Yb для гранитов А- и I-типов подсчитаны авторами также по анализам из базы данных, в качестве А-гранитов использованы граниты Бердяушского плутона, Губенского массива, уфалейкинского комплекса и др. (48 образцов); в качестве I-гранитов – надсубдукционные гранитоиды (см. выше). На диаграмме Rb–Nb (е) полем, ограниченным пунктирной линией, показаны составы синколлизионных коровых гранитов (S-тип), образованных на завершающем этапе формирования позднепалеозойского Уральского орогена. Стрелка здесь характеризует усиление коровой контаминации для гранитов массива Маньхамбо.

В породах парнукского габбро-диорит-тоналитового комплекса концентрация Nb увеличивается от габброидов к тоналитам (на фоне снижения Y/Nb от 3–5 до 1; см. в Supplementary, ESM_1.xls; рис. 5). По соотношению Y/Nb точки составов пород с SiO₂ < 51 мас. % частично лежат между источниками N- и E-MORB-типов. Позиция менее основных разностей сдвинута в направлении к источнику OIB-типа, подобно породам большей части уральских плюм-зависимых серий разного возраста, по данным (Холоднов и др., 2021а, 2021б). Можно предполагать, что завершающие члены парнукского комплекса формировались как производные плюм-зависимой магмы, которая при подъеме могла ассимилировать вещество (флюидную составляющую?) погруженного слэба. Этим определяется снижение Y/Nb индекса от 5 до 1. Нахождение точек составов пород этого комплекса в поле SZLM (рис. 7) также указывает на возможный вклад субдукционного компонента; однако величина Ba/La незначительна (рис. 8), поэтому роль последнего невелика. На диаграмме Пирса (рис. 6) часть точек пород этого комплекса сдвинута в сторону производных источника OIB-типа. В целом геохимические особенности пород парнукского комплекса указывают на то, что в Маньхамбовском блоке в позднем рифее–раннем венде появляются признаки плюм-литосферного взаимодействия (возможно, начало влияния “маньхамбовского” плюма?).

Концентрация Nb в риолитах и трахириолитах саблегорского комплекса (RF₃–V₁) характеризует нарастающую роль плюм-литосферного взаимодействия (рис. 8а–8в). При Y/Nb ~1 риолиты также близки к OIB (рис. 5). Отметим, что эволюция риолитовых магм происходила при ведущей роли кристаллизационной дифференциации (рис. 8а–8в): об этом свидетельствует существенное увеличение концентрации Nb до 50 г/т в наиболее кремнекислых разностях (см. в Supplementary, ESM_1.xls). Такие образцы обогащены K₂O, Rb, Bа, Th, имеют высокие величины Rb/Sr и пониженные Zr/Hf. Это может быть связано и с влиянием флюида, миграция которого в верхние части магматических тел способствовала дополнительному накоплению в кислых разностях “калиофильных” элементов (Rb и др.).

Снижение концентрации Nb и величины Nb/Y в ряде образцов саблегорских риолитов сопровождается увеличением содержания Ва, что вызывает рост значений Ba/Nb и Ba/Th. Это может указывать на влияние субдукционного вклада (роль флюида?). Увеличение величины Ba/La с этим согласуется. Повышенная величина Th/Yb характерна для отдельных образцов, что может дополнительно указывать на процесс коровой контаминации.

Напомним, что в петрогенезисе базитов саблегорского комплекса явно доминировал источник E-MORB-типа, а при формировании кислых дифференцированных разностей – источник, близкий по составу к OIB-типу, производными которого могли являться субщелочные плюм-зависимые магмы. В последнем случае первично обогащенный Nb расплав, поднимаясь вверх, плавит вещество коры и взаимодействует с ней. В результате появляются более кислые разности, составы которых, тем не менее, сохраняют вклад источника OIB-типа. Примером подобного процесса может служить среднерифейская вулканоплутоническая ассоциация Кувашско-Машакского грабена (базальты и риолиты машакской свиты, габброиды и граниты кусинско-копанского коплекса в Башкирском мегантиклинории Южного Урала), сформированная при инициировании плюмом дивергентных движений (“машакское рифтогенное событие” (Холоднов и др., 2017)).

Кислые субвулканиты лаптопайского комплекса (V₂) большей частью продолжают кристаллизационный тренд риолитов саблегорского комплекса в сторону более высокой концентрации Nb (до 90 г/т). Вариации ряда других параметров (рис. 8а–8в), как и в случае саблегорских риолитов, указывают на присутствие субдукционного вклада.

В целом анализ контрастных по составам и происхождению пород саблегорского и лаптопайского комплексов (при разном влиянии субдукционного вклада) свидетельствует, что два основных мантийных источника (E-MORB и OIB) участвовали в магмогенерации в позднем венде (568–554 млн лет) практически синхронно.

Граниты массива Маньхамбо, как и предшествующие им по времени риолиты саблегорского и лаптопайского комплексов, богаты Nb. По его соотношениям с Y положение некоторой части точек составов гранитов I фазы (рис. 5) близко к источнику E-MORB-типа, а II фазы – преимущественно к OIB. Породы I фазы, наряду с повышенным Y/Nb около 2.0 (рис. 5в), имеют более высокие концентрации Sr, Ba (см. в Supplementary, ESM_1.xls) и значения Ba/Nb (до 60 против <20–30) и Ba/Th (до 100–150 против <50 II фазы). Эти особенности могут указывать на усиление влияния флюидного фактора (рис. 8), взаимодействие магмы с надсубдукционным водным флюидом, обогащенным Ba и Sr. Для пород II фазы характерны пониженные значения Y/Nb (1.0–0.2), повышенные Th/Yb (6–25 против <5 для I фазы), что, по-видимому, указывает на рост роли коровой контаминации осадочным материалом. Породы II фазы отличаются также обогащением Rb и более высокими значениями Rb/Nb (4–8 против 2–4 в породах I фазы) (рис. 8е). В целом субдукционный вклад в генезис гранитов этого массива незначителен, что подтверждается низкими величинами Ba/La (<50). Прослеживается ведущая роль кристаллизационной дифференциации (рис. 8а–8в). Близкими характеристиками к породам II фазы обладают и граниты массива Илья-Из.

Резюмируя изложенное выше, важно отметить следующее: 1) магматические породы Маньхамбовского блока могли быть образованы при разной степени участия источников E-MORB и OIB-типов, причем роль последнего нарастает в венде и особенно в позднем кембрии; 2) при генерации магматитов Маньхамбовского блока фиксируется (в разной мере) роль субдукционного компонента (SZLM); 3) определенный вклад в образование магматитов разной основности вносит участие вещества верхней и нижней континентальной коры; 4) риолиты контрастных комплексов саблегорского и лаптопайского по геохимическим параметрам (рис. 5, 8) близки к гранитам массивов Маньхамбо и Илья-Из. Это подтверждает точку зрения (Махлаев, 1996; Соболева, 2004) о том, что поздневендские риолиты и кембрийские граниты в Ляпинском антиклинории принадлежат к единой по источникам риолит-гранитной ассоциации.

Сравнительный анализ роли плюмовых источников (E-MORB и OIB-типов) в генерации магматических пород ряда блоков доуралид

Особенности плюм-зависимого магматизма Маньхамбовского блока

Пространственно-временные соотношения и петрогеохимические признаки базитовых и гранит-риолитовых ассоциаций Маньхамбовского блока позволяют скорректировать известные представления о геодинамических режимах их формирования и типах источников. В этом плане важное значение имеет выявление аналогий с процессами и геодинамическими режимами доордовикских магматических образований ряда других блоков доуралид, например Кваркушско-Каменногорского и Уфалейского.

Согласно (Карпухина и др., 2001; Хераскова, 2001; Петров и др., 2013), проявления неопротерозойского магматизма на западном склоне Урала связаны с образованием пассивных окраин при распаде суперконтинента Родиния. Восточно-Европейский континент (ВЕК) входил в его состав, сочленяясь западным бортом с Лаврентией и Амазонией. Восточная окраина континента в этот период представляется пассивной, открывающейся к океану. Предполагается, что в это время импульсы внутриплитного рифтогенеза и магматизма здесь связаны с деятельностью плюмов (Карпухина и др., 2001; Пучков, 2010; Петров и др., 2013; Холоднов и др., 2017 и др.). Напомним, что для восточной окраины ВЕК (доордовикское время) В.Н. Пучковым были выделены следующие эпизоды плюм-литосферного взаимодействия: 1380, 1100, 670, 565 млн лет. В Маньхамбовском блоке плюмовая активность синхронна с последними двумя импульсами.

В Кваркушско-Каменногорском антиклинории (ККА) – блоке доуралид, по мнению разных авторов, входящем в состав ВЕК (Пучков, 2000) или пояса тиманид (Петров и др., 2005 и др.), магматизм режима пассивной окраины (поздний рифей–венд) имел латерально-зональный характер (Петров, 2015). В западной части ККА доминировал более щелочной высокотитанистый пикрит-трахибазальтовый магматизм (источник OIB-типа), а в восточной – менее щелочной, с участием умеренно-титанистых континентальных толеитов (источник E-MORB-типа) (Карпухина и др., 2001; Петров и др., 2005; Петров, 2015). На рис. 6 и 7 приведено объединенное поле базитов ККА, по (Петров и др., 2005); положение их составов повторяет тренды последовательного обогащения источников (на примере реперных объектов): от толеитов архипелага Кергелен и Гавайских островов (Frey et al., 1990) до платобазальтов Красноморского рифта (Baker et al., 1996) и щелочных базальтов Байкальской рифтовой зоны (Кононова и др., 1993), свидетельствуя о внутриплитно-рифтогенной природе магматитов ККА. Изотопные параметры базитов подтверждают эволюцию состава источников: для благодатского комплекса источник довольно деплетированный (ε_Nd = +6.9); для дворецкого комплекса (ε_Nd = +4.4…+5, ε_Sr = = ‒15…–20) – близок к параметрам производных современных мантийных плюмов; базиты кусьинского комплекса имеют наиболее обогащенный источник (ε_Nd = +2.9, ε_Sr = –9.4) (Карпухина и др., 2001).

Корректировка геодинамических моделей формирования доордовикских магматитов Маньхамбовского блока

Обилие магматитов, в том числе и гранитоидов, а также соотношение субдукционного и плюмового компонентов, отраженное в составе пород, по нашему мнению, не позволяют относить Маньхамбовский блок (на доуральском этапе развития) к структурам пассивной окраины. Вместе с тем более ранние субвулканические серии толеитового типа среднего и позднего (?) рифея (щокурьинский и мороинский комплексы) вполне сопоставимы с производными внутриплитного рифтогенного магматизма пассивной окраины ВЕК в этот период. По особенностям петрохимической и геохимической эволюции – от базитов среднерифейского щокурьинского комплекса к мороинскому (со снижением содержаний в породах калия, Ti, Nb, Y, Rb, Sr, Ba, Zr) – магматиты этого этапа Маньхамбовского блока сходны с внутриплитными рифтогенными сериями нижнего–среднего рифея в Башкирском мегантиклинории (см. Введение). Там в структуре Кувашского грабена на завершающем этапе его эволюции (средний рифей) появляются толеитовые вулканиты (назямская толща) с наиболее низкими содержаниями калия и ассоциированных с ним несовместимых редких элементов (Холоднов и др., 2017). Раскрытие Кувашского и Машакского грабенов в среднем рифее БМА практически повторяет этапы деструкции континентальной коры, характерные для рифтовых структур типа Восточно-Африканского рифта, Красного моря и Аденского залива (там же). Возможно, в ходе подобного этапа дивергентной деструкции Маньхамбовского блока внедрялись толеитовые субвулканиты щокурьинского и мороинского комплексов.

Какова последующая (650–500 млн лет) геодинамическая обстановка, характеризующаяся разнообразием основных и кислых пород Маньхамбовского блока? Напомним, что по составу источника (сдвиг в сторону OIB) к плюм-зависимым образованиям более всего близки венд-кембрийские кислые породы Маньхамбовского блока, относимые (Махлаев, 1996; Соболева, 2004; Кузнецов и др., 2005, 2006 и др.) к гранитоидам А-типа. Изначально предполагалось, что генезис А-гранитов не связан с орогенными процессами (Whalen et al., 1979; Eby, 1992). В настоящее время этот термин имеет более развернутое значение (Гребенников, 2014). В частности, применяется разделение А-гранитов по соотношению породообразующих оксидов (рис. 9) на типы: А₁ – кремнекислых пород внутриплитных геодинамических обстановок: океанических островов и континентальных рифтов; А₂ – кислые магматические ассоциации, проявленные в геодинамических условиях внутриконтинентальных рифтов и областей континентальных горячих точек (при значительном контаминирующем взаимодействии мантийных расплавов с кислым материалом континентальной коры) (Гребенников, 2014). На этих примерах показано, что А‑граниты могут генерироваться на активных окраинах, в конце эволюции которых, как правило, происходят сдвиго-раздвиговые движения по шовным зонам, и часто имеет место деятельность мантийных диапиров над зоной разрыва слэба (Гребенников, Максимов, 2021).

Рис. 9.

Диаграмма (Na₂O + K₂O)–${\text{F}}{{{\text{e}}}_{{\text{2}}}}{\text{O}}_{{\text{3}}}^{*}$ × 5–(CaO + MgO) × 5 (мол. кол.), по (Гребенников, 2014). А₁ – поле кремнекислых пород внутриплитных геодинамических обстановок: океанических островов и континентальных рифтов; А₂ – кислые магматические ассоциации, проявленные в геодинамических условиях внутри- и окраинно-континентального типов. Римскими цифрами обозначены поля кислых магматических пород главных геодинамических обстановок: I – обстановки проявления мантийных плюмов в условиях океанических плит (океанические острова и лавовые плато); II – обстановки внутриконтинентальных рифтов и областей континентальных горячих точек; III и IV – обстановки, связанные с субдукционными процессами (III – зоны островодужного магматизма, заложенные на океанической коре, IV – зоны магматизма активных континентальных окраин, вовлекающие в процессы магмообразования континентальную кору); V – обстановки задугового спрединга. ${\text{F}}{{{\text{e}}}_{{\text{2}}}}{\text{O}}_{{\text{3}}}^{*}$ – суммарное железо, пересчитанное в форму Fe₂O₃.

Существенная часть точек гранитов II фазы Маньхамбо (и риолитов саблегорского и лаптопайского комплексов) лежит в поле А₂ (рис. 9). Ряд других точек пород этих (а также сысьинского и парнукского) комплексов лежат вне поля составов А-гранитов, в том числе в полях обстановок, связанных с субдукционными процессами (поля III и IV), но это, как было показано выше, не противоречит их общей плюм-зависимой природе. Как известно, наиболее крупные плюм-зависимые серии кремнекислого состава получили в литературе название Silicate LIPS или SLIPs (Bryan, Ferrari, 2013; Ernst, 2014). Эпизоды гранит-риолитового магматизма с возрастами 564–485 млн лет В.Н. Пучков связывает с внедрением так называемого “маньхамбовского” плюма (Пучков, 2018), который по масштабам проявления кислого магматизма может быть аналогом SLIPs.

Геохимические признаки, определяющие принадлежность гранитов к А₂-типу, могут быть обусловлены деятельностью восстановленных, богатых фтором флюидов, вызывавших “глубокую дифференциацию магм в очагах, с накоплением в апикальной части флюидизированных расплавов, обогащенных подвижными компонентами” (Гребенников, Максимов, 2021). Это особенно четко проявлено в гранитах II фазы массива Маньхамбо).

На диаграмме Rb–(Y + Nb) (рис. 10) кислые породы Маньхамбовского блока также частично располагаются в краевой части поля надсубдукционных образований (VAG) при наличии заметного сдвига их составов к полю (и в поле) внутриплитных (WPG) серий, в следующей последовательности (зеленая стрелка): сысьинский–парнукский–саблегорский комплексы – массив Маньхамбо. Эту тенденцию можно оценивать как понижающуюся роль субдукционного вклада в петрогенезис перечисленных комплексов на фоне усиления роли плюм-литосферного взаимодействия c участием обогащенных источников E-MORB и OIB-типов. Большая часть точек гранитов I и II фаз массива Маньхамбо находится в поле WPG, там же располагаются риолиты лаптопайского, частично саблегорского, и гранитоиды парнукского комплексов.

Рис. 10.

Диаграмма Дж. Пирса (Pearce et al., 1984) для гранитоидов различных геодинамических обстановок. Поля: syn-COLG – синколлизионных, VAG – островодужных (надсубдукционных), WPG – внутриплитных образований, ORG – гранитов СОХ. Зеленая стрелка подчеркивает направление эволюции гранитоидов позднего рифея и венда в последовательности: сысьинский–парнукский–саблегорский комплексы; красная стрелка – тренд эволюции гранитоидов массива Маньхамбо (от гранитов I фазы ко II).

Красная стрелка на рис. 10 показывает, что ряд точек составов пород II фазы массива Маньхамбо смещен к полю синколлизионных образований (syn-COLG). Этот тип пород выделяется: Rb до 300–400 г/т и более, Rb/Nb до 8 и Th/Yb до 25 (см. рис. 8), на фоне снижения (Y + Nb) (за счет уменьшения концентрации Y). Другая часть гранитов, тяготеющая к полю VAG, обеднена Rb и Nb, обнаруживая сходство с I-гранитами. Все это означает, что породы, включаемые во II фазу массива Маньхамбо (и Илья-Из), крайне неоднородны по составу, что подчеркивалось и ранее (Соболева, 2001, 2004; Удоратина и др., 2006; Павлова, 2011; Государственная …, 2017). Широкий разброс в концентрациях Y, Nb, Rb, Th отражает участие в петрогенезисе II фазы массива Мань-Хамбо как кристаллизационной дифференциации плюм-зависимых субщелочных мантийных магм, так и дополнительное влияние корового вещества. На участие в формировании гранитоидов массива Маньхамбо вещества древней континентальной коры указывают и данные о возрасте реликтового ксеногенного циркона (3.0, 2.6, 1.7–1.1 млрд лет (Павлова, 2011; Государственная …, 2017)) и высокие первичные отношения изотопов Sr = 0.7086776 и более (Водолазская и др., 1999; Андреичев, 2010).

О гетерогенности источников для выплавления гранитов массивов Маньхамбо и Илья-Из свидетельствует также широкий разброс изотопных характеристик. Так, параметры Hf-системы в цирконе следующие: Мань-Хамбо – ε_Hf(Т) ‒1.95…+10.08 (T(DM2-st) = 2.05–1.16 млрд лет), Илья-Из – ε_Hf(Т) –2.04…+6.74 (T(DM2-st) = = 2.05–1.26 млрд лет), т.е. доля коровой и мантийной составляющих здесь варьирует (Udoratina et al., 2021). Отметим, что, хотя многие петрогенетические модели предполагают происхождение А-гранитов только из сиалического материала, экспериментальных доказательств существования выплавок (лейкосом) из корового вещества, близких по составу к А-гранитам, получено не было (Bonin, 2007).

Связаны ли граниты массива Маньхамбо с процессами, завершающими формирование коллизионного орогена доуралид? Известно (Pearce et al., 1984), что геохимические особенности син- и постколлизионных гранитов сильно зависят от толщины и состава литосферы, вовлеченной в конвергентные процессы, поэтому их точки составов часто образуют широкое облако и попадают на геодинамических диаграммах в поля разных обстановок. Важно, что типичные анатектические коллизионные граниты, образованные на заключительных этапах становления собственно Уральского орогена (Мурзинский, Адуйский, Джабыкский и др. массивы), близкие по особенностям состава к S-гранитам (рис. 8е), имеют иные соотношения важных индикаторных элементов (Y, Nb, Rb, рис. 8е) и изотопные метки, указывающие на разные соотношения вещества мантии и коры в анатектических источниках (Ферштатер, 2013; Холоднов и др., 2021а).

В обобщающей работе (Udoratina et al., 2021) отмечается, что коллизионные граниты на Приполярном Урале имеют возраст 650–520 млн лет, где самая молодая цифра маркирует этап окончания тиманского орогенеза. А-граниты Приполярного Урала (включая Маньхамбовский блок) с возрастом 520–480 млн лет отнесены авторами этой работы уже к этапу рифтогенного растяжения, начинающему новый “уральский” цикл тектонического развития.

На основе проведенного анализа геохимических и изотопно-возрастных данных можно представить следующее. К началу кембрия тиманская коллизия (в современных координатах – на Приполярном, Северном и Среднем Урале) закончилась (Udoratina et al., 2021). Крупные континентальные блоки, именуемые авторами разных палеогеодинамических реконструкций по-разному (Зоненшайн и др., 1990; Душин, 1997; Пучков и др., 2000; Свяжина, Петров, 2011 и др.), сблизились в большой композитный континент (включающий и ВЕК), в краю которого сосредоточились относительно менее крупные блоки доуралид (Ляпинский, Кваркушско-Каменногорский, Ишеримский, Уфалейский, Башкирский и др.). Таким образом, они представляют собой часть окраины такого континента, имеют с ним границы в виде шовных зон, по которым впоследствии, например, в связи с начальными этапами образования Уральского палеоокеана в начале ордовика могли происходить сдвиго-раздвиговые движения. Такую область, имеющую “клавишное” строение, можно представить как трансформную окраину. Отметим также, если коллизия (следующая за субдукцией) была не так давно, то вещество слэба (или SZLM) под такой зоной может присутствовать, о чем мы говорили выше.

Маньхамбовский блок (венд–кембрий) как пример фрагмента трансформной окраины

Для уточнения геодинамической эволюции Маньхамбовского блока (650–500 млн лет) нами привлечены данные по геохимическим особенностям магматитов континентальных окраин трансформного типа (рис. 6, 11), связанных со сдвиго-раздвиговыми движениями и скольжением литосферных плит. Такие процессы в разное время имеют место на границе континент–океан (Новая Гвинея, Калифорния, Западные Алеуты, Южная оконечность Анд, Тихоокеанское побережье России и др.) и охарактеризованы в литературе (Хаин, 2001; Negrete-Aranda et al., 2013; Гребенников, Ханчук, 2021 и др.). Согласно (Хаин, Ломизе, 2005), существуют трансформные окраины конвергентного и дивергентного типов. Для первых, как правило, характерны непрерывные дифференцированные серии, по составу сходные с надсубдукционными образованиями (например, Кожимский блок Ляпинского антиклинория).

Рис. 11.

Дискриминантные диаграммы для интерпретации геодинамических обстановок образования субвулканических базитовых комплексов (а), риолитов и гранитоидов (б) Маньхамбовского блока (поздний рифей–венд–кембрий).

Для Урала и его обрамления проблема существования трансформных окраин в различные палеоэпохи, по нашему мнению, достаточно актуальна. Использование новых дискриминантных диаграмм позволяет отделять магматиты, “образовавшиеся над зонами субдукции в островной дуге и окраине континента (связанных с конвергентными окраинами литосферных плит) от пород, образовавшихся в тектонической обстановке трансформных окраин вдоль континентов или островных дуг” (Гребенников, Ханчук, 2021). При этом во втором случае магматиты, как правило, формируются над зоной слэб-виндоу, сквозь которую проникает мантийный диапир.

На диаграмме Пирса (поля на рис. 6, ранее не комментируемые) большая часть точек рифей-вендских базитов Маньхамбовского блока лежит в поле трансформных окраин литосферных плит (ТО), имея повышенное Nb/Yb > 2. Обособляются лишь базиты саблегорского комплекса, точки которых тяготеют к полю перекрытия составов трансформных и конвергентных (КО) окраин; в этих базитах фиксируются пониженные значения Nb/Yb, по-видимому, отражающие рост роли субдукционного вклада.

На диаграмме La–Nb–Yb (рис. 11а) базиты Маньхамбовского блока также преимущественно попадают в поле ТО, что определяется сравнительно невысокой концентрацией Yb. При этом в породах рифейского этапа в ряду комплексов щокурьинский–мороинский–сысьинский снижается доля Nb (от 50 до 10% от суммы концентраций Nb и La) при повышении доли La (от 40–50% до 90%); параллельно растет доля Na в щелочности пород (см. в Supplementary, ESM_1.xls). В краевую часть поля КО попадают точки составов саблегорских трахи- и андезибазальтов с высокой концентрацией Yb. Для пород вендского этапа наблюдается противоположная картина: возрастает доля Nb (до 30–50%) от сысьинского к парнукскому и лаптопайскому комплексам (роль плюмового фактора) при снижении доли La до 40–50%.

В целом анализ состава базитов Маньхамбовского блока (650–500 млн лет) позволяет сопоставлять их с магматитами в поле ТО. Роль субдукционной компоненты, как показано выше, в них улавливается в разной степени, поскольку погруженный слэб или ряд слэбов, вероятно, могли отличаться по возрасту и быть неоднократно переработанными коллизионными процессами. Кислые породы Маньхамбовского блока, составы которых также вынесены на отдельную диаграмму (рис. 11б), тоже попадают в основном в поле ТО, что косвенно подтверждает участие плюмового рифтогенного вещества в их составе.

Напомним также, что в Маньхамбовском блоке (венд–кембрий) развиты преимущественно бимодальные серии, по петрогеохимии близкие к внутриплитным рифтогенным магматитам (Соболева, 2004; Кузнецов и др., 2005; Государственная …, 2017). Исключение составляет парнукский комплекс, в котором нет разрыва составов по кремнекислотности. По нашему мнению, образование А-гранитов может иметь место в обстановке ТО дивергентного типа, поскольку выше мы показали сходство их с плюм-зависимыми образованиями, а наличие плюмов в краю континента – важный фактор, инициирующий или сопровождающий процессы рифтогенеза.

Таким образом, предлагаемая корректировка представлений о геодинамическом режиме для процессов магматизма в Маньхамбовского блока (650–500 млн лет) предусматривает наличие трансформных движений дивергентного типа, сопровождаемых и/или инициируемых импульсами внедрения мантийных диапиров-плюмов, возможно, над “мантийными окнами“ (отрыв слэба). В связи с этим в составах практически всех типов базитов, начиная с позднего рифея, и кислых пород (риолитов, гранитов) фиксируется вклад субдукционного компонента. Это может быть связано с участием непосредственного плавления вещества разновозрастных слэбов: на ранних стадиях – под влиянием, например, термической энергии плюмов, на более поздних – под воздействием остаточных субдукционных флюидов. Одновременно с этим от позднего рифея–раннего венда к кембрию) в составе пород Маньхамбовского блока фиксируется нарастание роли плюмового фактора, а также коровой контаминации, особенно для гранитов II фазы массива Маньхамбо. Это кажется вполне закономерным при внедрении кислых производных мантийного диапира-плюма в верхние горизонты коры и взаимодействии с ней.