Scientific journal

Advances in current natural sciences

ISSN 1681-7494

"Перечень" ВАК

ИФ РИНЦ = 0,775

Саралинский грабен-рифт является наиболее крупным в пределах Кузнецко-Алатауского горстообразного поднятия, обрамляющего Минусинский прогиб, представляющий самую крупную депрессию осевой депрессионной зоны Алтае-Саянского палеорифта (рис. 1). Он имеет непосредственную связь с Северо-Минусинской впадиной и сходство разреза со стратотипическим Матарак-Шунетским разрезом раннего девона Минусинской зоны [1]. А в пределах обрамляющего Минусу Кузнецко-Алатауского поднятия палеорифта он входит в закономерно расположенный структурный ряд однотипной серии грабенов северной части Кузнецкого Алатау. Грабены кулисно расположены относительно друг друга и трассируют серию субмеридиональных разломов-ответвлений от Кузнецко-Алатауского линеамента с расположенными в них фрагментами офиолитов. К грабенам (Саралинскому, Растайскому, Талановскому) приурочен ряд щёлочно-габброидных плутонов Кузнецкого Алатау, в совокупности с которыми они формируют раннедевонскую вулкано-плутоническую ассоциацию [1, 2].

На первоначальных этапах изучения вулканитов грабена среди основных членов бимодальной серии были установлены промежуточные разновидности, занимающие на TAS-диаграммах поля трахиандезитов, андезибазальтов [1, 3]. Более детальное изучение характера смены базальтов трахитами в обнажениях позволило установить резкий переход между этими контрастными по составу членами единой серии. Вместе с тем в ряде мест среди базальтовых разновидностей были установлены под микроскопом метабазальты, как раз занимающие на TAS диаграмме промежуточное положение между контрастными членами серии. Наличие этих образований обусловлено проявлением поздне- и постмагматических гидротермально-метасоматических процессов типа пропилитизации, особенно интенсивно проявленных в низах разрезов морфоструктур базальтоидов.

Более того, в дополнительно изученном широтном разрезе (в крест простирания грабена) по р. Левая Сарала, вскрывающем четыре вулканических ритма базальтовых излияний, в нижней его части наряду с пропилитами установлена серия кварцевых жил, имеющих послойно-сколовый характер. Эти материалы потребовали дополнительного изучения вулканитов для более точного выяснения состава как первичных пород, так и их пропилитизированных разновидностей. Это тем более важно по причине того, что в ходе предыдущих исследований в вулканитах методом ICP были установлены повышенные (до промышленных) концентрации благородных металлов.

Цель исследования заключается в уточнении минералого-петрографических и геохимических особенностей вулканитов грабена и их пропилитизированных разновидностей с целью выявления природы благороднометалльной специализации этих пород.

Материалы и методы исследования

Каменный материал был получен в ходе геологических экспедиций 2017–2021 гг. Представительные образцы неизмененных и измененных пород были тщательно изучены под микроскопом, в шлифах, а также геохимически (РФА, ICP-MC) и под растровым электронным микроскопом (РЭМом) в режиме картирования методом энергодисперсионного микроанализатора (ЕДС) в ЦКП «Геохимия природных систем» ТГУ ГГФ.

В ходе анализа фиксировался состав всех минеральных фаз составных компонентов вулканитов: основной массы, миндалин, наложенных минералов, а также их микровключений. Результаты исследований отражались в цифровых таблицах состава минералов и включений, геохимических спектрах и микрофотографиях.

Результаты исследования и их обсуждение

Основные черты стратиграфии терригенно-вулканогенной толщи грабена. Относительно изученной является северная, наиболее широкая, часть грабена протяженностью около 40 км при ширине от 7 до 14 км. Вместе с южной суженной частью длина грабена составляет около 120 км. В общих чертах у грабена выделяется его базальная сероцветно-красноцветная толща, именуемая устькундустуюльской свитой (аналог красногорской свиты Кузнецкого Алатау). Датирована по находкам нижнедевонской флоры. Толща вскрыта эрозией в Юго-Западной прибортовой части северной половины грабена. Слагается главным образом массивно слоистыми конгломератами, песчаниками, подстилаемыми тонкослоистыми сероцветными известковистыми аргиллитами с включениями грубообломочного материала. Мощность толщи, вскрытой эрозией, изменяется от первых сотен метров до выклинивания. Толща трансгрессивно залегает на складчатых сооружениях R-V-Ꞓ.

Рис. 1. Фрагмент структурно-тектонической карты девонско-каменноугольного этапа развития Алтае-Саянской складчатой области (АССО) и прилегающих территорий Западной Сибири и Монгольского Алтая. Составлена на основе [1] с дополнениями.

Стратифицированные отложения: 1 – рыхлые нерасчлененные неоген-четвертичные отложения межгорных и предгорных впадин; 2 – рыхлые миоцен-плиоценовые отложения Барнаульской впадины и осадочного чехла Западно-Сибирской плиты; 3 – меловые отложения чехла Западно-Сибирской плиты; 4 – юрские отложения осадочного чехла Западно-Сибирской плиты и мульдообразных впадин АССО (a) и юрские отложения грабенообразных впадин АССО (b); 5 – триасовые отложения Кузнецкого прогиба; 6 – каменноугольные отложения внутренних частей девонских впадин; 7 – девонские отложения синтектонических депрессионных структур АССО и прилегающих частей Западной Сибири и Монгольского Алтая. Интрузивно-субвулканические образования девона – карбона: 8 – ранне- и ранне-среднедевонские тела гранит-лейкогранитового состава (a) и верхнедевонско-ранне-каменноугольные тела гранодиоритов-плагиогранитов (b); 9 – среднедевонские тела долеритов, габбро, сиенитов, щелочных и нефелиновых сиенитов, граносиенитов; 10 – субвулканические тела ранне-среднедевонских базальт-риолитового баянкольского комплекса, черносопкинского комплекса и верхнедевонско-раннекаменноугольного торгалыкского (габбро-диабазы, габбро, сиенит- и гранит-порфиры) комплекса: 11 – массивы щелочных нефелиновых и лейцит-кальсилитовых пород г. Сокол, Сангилена и Прихубсугулья; 12 – разрывные нарушения: разломы первого и второго порядков (a); разломы третьего и четвёртого порядков (b), 13 – названия седиментационных структур: 1 – Солгонское и 2 – Горячегорское плато, 3 – Кузнецкий прогиб, 4 – Тельбесский прогиб, 5 – Лебедской прогиб, 6 – Северо-Минусинская и 7 – Южно-Минусинская впадины, 8 – Сыдо-Ербинская, 9 – Рыбинская, 10 – Агульский грабен; 14 – названия горстообразных структур обрамляющих поднятий: 1 – Восточный Саян (Кембросаян), 2 – Восточная Тува, 3 – Горно-Шорский блок, 4 – Батенёвский кряж, 5 – Западный Саян, 6 – Кобдинский блок, 7 – Колывань-Томская область герцинид, 8 – Приалтае-Саянский пояс салаирид-каледонид, 9 – Северная часть Кузнецкого Алатау, 10 – Восточный Саян (Протеросаян), 11 – Салаир; 15 – контуры плюм-рифтогенной системы; 16 – контуры депрессионных зон и обрамляющих поднятий. Зелёный прямоугольник – Саралинский грабен

Выше залегает непрерывная ритмично построенная толща базальтов с маломощными прослойками терригенно-туфогенных пород. Мощность толщи достоверно не установлена. Её нижняя часть, кроме юго-западной прибортовой зоны, эрозией не вскрыта. Строение разреза базальтов установлено для вскрытой эрозией части. Общее представление о нижней части разреза вулканитов даёт разрез, составленный В.П. Болтухиным (1972), опубликованный в [4]. Он хорошо демонстрирует ритмичное, куэстообразное наслоение вулканитов вдоль р. Правая Сарала. Интерпретация диагонального разреза В.П. Болтухина с соавт. (1972) показывает, что в его составе выделяется 9 вулканических ритмов, два из которых (первый и седьмой) имели мощность в пределах 340–360 м, а остальные – от 80–140 до 200 м.

Общая их мощность по графическим построениям составляет в пределах 1660 м, без учета эрозионного среза и возможности дальнейшего наращивания разреза в северо-восточном направлении.

Эта часть разреза параллелизуется с базырской свитой Горячегорского разреза В.Н. Маркова и др. (1984). А.Н. Уваров коррелирует её с нерасчленённой частью базырско-берешских субщелочных и нефелиновых вулканитов Горячегорского плато [3].

Проведенный нами морфоструктурный анализ современного рельефа северной половины грабена показал, что в качестве стратиграфически единой толщи вулканитов, заливавших скорее всего озерный бассейн с расчлененным основанием дна, можно рассматривать лишь нижнюю часть базальтовой толщи, образовавшей своеобразное плато. В дальнейшем на этом плато формировались частные и полуслившиеся вулкано-тектонические морфоструктуры (ВТМ). Представление об их строении даёт разрез, составленный по р. Левая Сарала (рис. 2). В этом разрезе мы видим так же ритмичное наслоение вулканитов с общей мощностью ритма около 80–90 м, состоящего из подритмов, мощностью около 20 м. Этот ритм перекрывается мощной пачкой туфобрекчий, афировых базальтов и туфопесчаников, мощностью до 25 м, которые, возможно, будут использоваться для расчленения более высоких по разрезу горизонтов вулканитов. В нижней части этого разреза были установлены зоны пропилитизации и кварцевые жилы послойно-секущей сложной морфологии.

Подритмы (или пачки) вулканитов ритмов содержат в своем составе серии потоков (от 3 до 7), каждый из которых имеет миндалекаменные оторочки и верхние шлаково-брекчиевые туфо-лавовые зоны. Наиболее мощные ритмы (200–360 м), по-видимому, формировали лавовые озёра или сопровождались внедрениями силлов габбро-долеритов.

Рис. 2. Схематический разрез левого борта р. Левая Сарала Саралинского грабена

В некоторых ВТМ северной половины грабена эрозией вскрыты штокообразные тела тералитов с площадью от долей до 1–2 км2 (в верховьях рек Андрюшкина речка и Лапинская).

Верхняя часть вулканогенного разреза грабена представлена трахитами и трахидацитами. Эти породы венчают базальтовые накопления ВТМ в виде эрозионных останцов округлой и неправильной формы в пределах водораздельной части хр. г. Лысой. Площадь их варьирует от 1–2 до 3–5 км2. Они образуют своеобразный ореол останцов в междуречье рек Левая Сарала – Юзек, окружающих основное поле трахитов-трахидацитов, расположенное в верхней части хр. г. Лысая размерами 20х2–4 км. Верхние части этого поля и некоторых останцов трахитов А.Н. Уваров отнес к аналогам ашпанской толщи Горячегорского плато [3]. У некоторых останцов эрозии трахитов установлены эруптивные подводящие каналы. Тогда как основное тело их представляет собой слившиеся поля близко расположенных ВТМ базальтового состава. В нижних частях разрезов трахиты обладают ритмично-полосчатыми текстурами типа выдержанной флюидальности и расслоенности, по-видимому, указывающими на их субвулканическое происхождение. Верхняя часть разреза сложена продуктами эруптивных извержений и образует мелкообломочные звенящие каменные осыпи на склонах хр. г. Лысой. Иногда в субвулканических образованиях трахитов наблюдаются их эруптивные брекчии, сцементированные ярко-красными стекловидными яшмоидами. Мощность толщи трахитов-трахидацитов может составлять около 400–500 м, без учета их эрозионного среза.

Особенности тектоники грабена и выполняющих его вулканитов. В первом приближении строение терригенно-вулканогенных толщ представляется довольно простым. Они характеризуются моноклинальным залеганием, подчеркиваемым куэстообразным типом рельефа, отражающим ритмичное строение вулканитов. Простирание толщ север-северо-западное, реже северо-западное и запад-северо-западное под углами падения 25–40°, редко 15°.

Примерно посредине грабена в районе н.п. Подвинск предшественниками откартирована пологая синклинальная складка, выполненная в замковой части мелкоритмичными дифференцированными трахибазальтами, слагающими Жунделевскую (Подвинскую) ВТМ. Морфоструктура наложена на деформированную платобазальтовую толщу грабена и перекрывается двумя останцами экструзивных трахитов. Общее строение вулканитов северной части грабена позволяет предположить, что подобные складки присутствуют и севернее Подвинска. То есть по простиранию платобазальтовая толща как бы сгофрирована в серию пологих складок. Южная, суживающаяся по простиранию половина грабена устроена значительно проще и представляет собой непрерывную серию куэстообразных гряд, сменяющих друг друга в южном направлении.

Бортовые зоны грабена имеют разломный характер. В основном контакты стратифицированных толщ грабена сорваны протяженными субмеридиональными разломами, но в отдельных блоках эрозией вскрыты первичные трансгрессивные контакты терригенных и вулканических толщ с подстилающими додевонскими дислоцированными породами.

Западный борт грабена приподнят в рельефе до отметок 800–1000 абс. м, а восточный опущен до высотных отметок 700–800. Разломная система восточного борта более сложная, осложненная дополнительными нарушениями. Внутренняя зона вулканогенных толщ в разной степени разбита равномерной системой субширотных ветвящихся разломов, расходящихся под углом от 80 до 60°. Наиболее ярко проявленной подобной структурой, с глубоким уровнем эрозионного среза, являются разломы р. Правая и Левая Сарала, сопряженная с прибортовым субмеридиональным разломом.

В первом приближении и в поперечном сечении толща вулканитов грабенов напоминает структуру кинг-бенд с приподнятым западным и опущенным восточным флангами. Ветвящиеся разломы имеют сколовый характер.

Петрографический и петрохимический состав вулканитов грабена. Среди основных разновидностей вулканитов грабена выделены: пойкилоофитовые габбродолериты, миндалекаменные порфировые базальты и гломеропорфировые трахибазальты, а также порфировый фонотефрит, трахиты и трахидациты. В составе базальтоидных разновидностей установлены порфировые метабазальты как результат проявления поздне- и постмагматической пропилитизации.

По результатам петрографических исследований установлено, что магматиты грабена представлены доминирующими вулканитами, а также несколькими плутонами и дайками субщелочного и щелочного рядов.

Рис. 3. а – TAS-диаграмма вулканитов Саралинского грабена (Na2O+K2O)–SiO2. Выделенные серии: субщелочная – пикробазальт-трахибазальт-трахитовая; щелочная – трахибазальт-базанит-фонотефритовая; б – Классификационная диаграмма K2O/Na2O–SiO2: 1 – базальты, трахибазальты; 2 – трахиандезиты; 3 – трахиты, трахидациты; щелочная серия: 4 – пикробазальты; 5 – тефриты; 6 – фонотефриты

На TAS-диаграммах (рис. 3, а, б) вулканиты образуют две серии: контрастную субщелочную пикробазальт, трахибазальт-трахит, трахидацитовую и щелочную дифференцированную трахибазальт-тефрит-фонотефритовую. По степени щёлочности породы обнаруживают натровую (часть пикробазальтов и базальтов, трахибазальтов) и в основном K-Na специфику с довольно широкими вариациями содержаний щелочей, возрастающими к конечным членам выделенных серий, главным образом за счет калия. Особенно явно это наблюдается у трахитов и трахидацитов (рис. 3, б).

Важно отметить, что начальные члены выделенных серий (пикробазальты, а также базальты, трахибазальты) образуют тесно сближенные, но автономные поля (рис. 3, а, б), что, возможно, указывает на разные источники генерации первичных расплавов пикробазальтов и трахибазальтов и базальтов.

В качестве основных петрохимических особенностей вулканитов отмечается их умеренная кремнекислотность, средняя и в основном высокая титанистость, средняя глинозёмистость, высокая суммарная железистость, средняя (у базитов) магнезиальность и средняя (также у базитов) известковистость. Весьма характерна высокая фосфористость, причем как у базитов, так и у трахиандезитов. Следует подчеркнуть, что такие характеристики, как высокая титанистость, железистость и фосфористость, являются показателями магм плюмовой природы.

Минералогические особенности вулканитов серий. В ходе специализированного изучения на растровом электронном микроскопе был впервые изучен и получен минералогический состав основных разновидностей вулканитов Саралинского грабена, результаты исследований которых отображены в таблице.

В ходе изучения минералогического состава разновидностей серий Саралинского грабена были получены следующие данные.

Базальтовые разновидности вулканитов сложены: оливином, титан-авгитом (фассаитом), амфиболами, реже биотитом, плагиоклазами (основного среднего состава), альбитом и примесью КПШ. Трахиты, трахидациты слагаются средним – кислым плагиоклазом, калишпатом, кварцем, реже эгирином и реликтами оливина. Породы постоянно содержат акцессорную минерализацию в качестве ильменита, титаномагнетита, магнетита. В трахитах-трахидацитах периодически отмечается незначительное количество рутила. Стоит отметить, что содержание рудных акцессориев в основных вулканитах составляет от 5 до 10, а иногда и 15 %. Акцессорные минералы в основном представлены апатитом, карбонатами РЗЭ, фосфатами РЗЭ, флюоритом, цирконом, бадделеитом. Во всех разновидностях установлены многочисленные микровключения самородных металлов и сплавов как в порфировых выделениях, основной массе, так и в миндалинах.

Минералогический состав разновидностей трахипикробазальт-трахитовой серии Саралинского грабена

Примечание: * – наличие минералов установлено при изучении пород в шлифах

Элементный набор представлен включениями: Sn, Ag, Cu, Fe, Cu–Zn, Cu–Ni, Cu–Sn, Cu–Sn–Sb, Fe–Zn, Fe–Cr–Ni, Fe–Cu, Fe–Ni–Cu, Ni–Cu–Sn (+Hg), Ag с примесью Pd, Ru, Rh, а также сульфидами – галенитом, пиритом, сфалеритом, ковеллином, халькоцитом, халькопиритом. Все сульфиды преимущественно сосредоточены в вулканитах базальтовой разновидности за исключением последнего. Основными вторичными минералами, развитыми по породам, являются: альбит (исключительно базальтовые разновидности), хлорит, мусковит, кварц, титанит, анальцим, барит (трахитовые разновидности), родохрозит и охотскит (третья находка в мире). Интенсивность вторичных изменений различна, участками интенсивная вплоть до формирования кварцевых жил, пропилитов и метабазальтов, специализированных на благородные металлы.

Геохимический состав вулканических серий. Содержания микроэлементов в установленных сериях пород на геохимическом уровне отражают особенности процессов дифференциации исходных магм, отчётливо проявленные на петрохимическом уровне, а также их геохимическую специфику.

Распределение геохимических спектров базальтоидов Саралы как на рис. 4, а, б, говорит о проявлении тенденции контрастной дифференциации магматического расплава на две составляющие – субщелочную и щелочную, последняя из которых, по-видимому, до конца не была реализована, так как среди них нет нефелиновых разновидностей. При всем при этом для спектров всех пород отмечаются идентичные положительные (Ba, Rb, Th, Nb, U, Lu–Nd, Zr и Sm) и отрицательный (Ga, Ta, Sr, Hf и Ti) пики содержаний микроэлементов, за исключением тефритов, трахибазальтов, и фонотефритов у которых отрицательные пики содержаний Ta и Hf выбиваются из общего фона, отражая тем самым эту особенность их геохимического состава. Относительно известных геохимических индикаторов (рис. 4) изученные вулканиты грабена ближе всего соответствуют реперу OIB, занимая пространство между линиями N-MORB и OIB, имея при этом как общие, так и индивидуальные геохимические черты. Салическая часть вулканитов грабена (трахиандезиты, трахиты и трахидациты), обнаруживают те же геохимические черты, что и отмеченные для базальтоидов (рис. 4, в, г), но при этом у первых они выражены значительно резче. Отметим, что в спектрах базальтоидов и трахитов слабо проявлен Eu минимум. Более того, отрицательные пики микроэлементов у салитов выражены резче, чем у базальтоидов, причем не только у Ga, Ta и Hf, но и у Sr и Ti. То есть салиты по отношению к базальтоидам резко обеднены этими элементами вследствие фракционирования исходных магм и возможного влияния других факторов эволюции магматической системы, например контаминации коровым веществом.

Геохимические данные указывают на генетическое родство всех членов вулканической серии Саралинского грабена, а также на основании данных прошлых лет [1, 3], породы хорошо сопоставимы с базырскими и безнефелиновыми берешскими вулканитами Горячегорского региона.

Геодинамика, источники вещества и исходные магмы. В ранее опубликованных работах [3] авторами, с опорой на индикатор Eu/Eu* Балашова (1976), рассчитанный и для исследованных пород, установлено, что все члены серии вулканитов Саралинского грабена являются мантийными производными [6–8]. Вулканиты грабена обнаруживают близость составов породам примитивной (PM) и обогащённой мантии ЕМ-1 с высоким значением Nd/Sm, близки составам OIB, не достигая поля рециклингового компонента (рис. 5, а). Составы пород располагаются в поле плюмовых источников вещества. Стоит отметить, что вулканиты близки по составу к исходным расплавам OIB, простирая рой точек в сторону источника N-MORB, при частичном влиянии состава E-MORB (рис. 5, б). На диаграмме (рис. 5, в) локализуются изученные вулканиты в основном в секторе WPVZ – внутриплитных вулканических зон, вытянутых между реперами E-MORB и OIB, тогда как миндалекаменные трахиандезиты попали в сектор базальтов океанических островных, что скорее связано с их автометасоматическими изменениями. В качестве исходных (рис. 5, г) рассматриваются магмы, из которых кристаллизовались пикробазальты и базальты – трахибазальты, соответствующие по составу умеренно щелочным пикробазальтам и базальтам Восточно-Африканского рифта, гавайитам, сибирским траппам (толеитам) и высокоглинозёмистым субщелочным базальтам Стинс Маунтэн, генерировавшихся на предельных глубинах зон выплавления толеитов и начала выплавления щелочных магм. Диаграммы свидетельствуют о принадлежности выделенных серий к внутриплитным и рифтогенным образованиям.

Рис. 4. Мультиэлементные спайдерграммы для базальтов (а), трахитов (в) и редкоземельные для базальтов (б) и трахитов (г) Саралинского грабена. Составы нижней, средней, верхней коры по [5]

Рис. 5. Геохимические индикаторы источников вещества вулканитов Саралинского грабена:

а – Nb/Y-Zr/Y; б – La/Yb-Zr/Nb. Точки и поля составов разных типов базальтов и магматических источников: N-MORB – срединно-океанических хребтов (деплетированных), E-MORB – срединно-океанических хребтов (обогащенных редкими литофильными элементами), базальты активных континентальных окраин и островных дуг (IAB), внутриплитные континентальные и океанические базальты (OIB); PM – примитивная мантия, REC – рециклингового компонента, EM-1 – обогащенной мантии с высоким Nd/Sm, EM-2 – обогащенной мантии с высоким Rb/Sr; в – Th/Yb-Ta/Yb: OIA – океанические островные дуги, ACM – активные континентальные окраины, WPVZ – внутриплитные вулканические зоны, WPB – внутриплитные базальты, N-MORB – нормальные базальты срединно-океанических хребтов, E-MORB – обогащённые базальты срединно-океанических хребтов, CIAB – средний состав базальтов континентальных островных дуг по [9]; г – Корреляция отношения La/Yb с концентрацией К в первичных магмах: толеитах, высокоглиноземистых и щелочных базальтах различных провинций и их сравнение с породами Саралинского и Растайского грабенов: 1 – толеиты океанического дна; 2 – толеиты хребта Рейкьянис; 3 – высокоглиноземистые разности толеитов океанических хребтов; 4 – континентальные толеиты – траппы Сибирской платформы; 5 – высокоглиноземистые и нормальные субщелочные базальты Стинс Маунтэн; 6 – высокоглиноземистые базальты Курильских островов и Камчатки; 7 – пикриты и базальты умеренной щелочности Восточно-Африканского и Западно-Африканского рифтов и Коморских островов; 8 – щелочные базальты Гавайских островов; 9 – пикритовые базальты острова Гоф; 10 – субщелочные базальты Коморского архипелага и острова Сен-Поль; 11 – меланократовые разности калиевой щелочной серии Западного-Африканского рифта; 12 – мелилитовые базальты серии повышенной щелочности Восточно-Африканского рифта; I – поле толеитов и высокоглиноземистых базальтов; II – поле щелочных и субщелочных базальтов океанических островов и Восточно-Африканской системы рифтов

Заключение

По результатам исследований установлено, что разрез Саралинского грабена в своей нижней части представлен ритмично построенной трахипикробазальт-трахибазальтовой пачкой, образующей плато в основании. Выше располагаются индивидуализированные ВТМ, представление о строении которых установлено в разрезе по левому борту р. Левая Сарала. Венчает разрез фонотефрит-трахит-трахидацитовая толща, представленная рядом разрозненных и разновеликих полей экструзивного типа. Особенность тектонического строения грабена свидетельствует о воздействии деформаций, приведших к вздыманию его западного борта, срыву и дроблению толщ восточного борта и расчленению диагональными разломами, что в поперечном сечении напоминает структуру кинг-бенд. Геолого-петрографическое изучение разрезов грабена позволило заметно уточнить состав выполняющих его вулканитов. Среди них выделены базальтовая и трахитовая ассоциации, в составе первых установлены метабазальты, как результат проявления поздне- и постмагматической пропилитизации. Согласно петрохимическим данным, наблюдается вполне закономерная картина, характерная для контрастных дифференцированных серий. Установлено два различных тренда дифференциации: 1) основной тренд – субщелочной пикробазальт, трахибазальт-трахит, трахидацитовый; и 2) дополнительный тренд – щелочной трахибазальт-тефрит-фонотефритовый. Изучение минералогического состава показало, что во всех установленных разновидностях отмечаются многочисленные микровключения самородных металлов и сплавов как в порфировых выделениях, основной массе, так и в миндалинах. Геохимически вулканиты обладают генетическим родством и очевидным сходством с репером OIB. Согласно дискриминантным геохимическим диаграммам и индексу Eu/Eu* породы имеют мантийно-плюмовую природу, а для трахитов и трахидацитов установлено заметное участие корового вещества. Серия рассмотренных диаграмм устанавливает глубинный мантийный источник исходных магм изученных серий Саралинского грабена в формировании которого участвовали резервуары вещества PM, EM-1 и мантийного плюма, подобного тому, что формирует OIB.

Исследование выполнено при финансовой поддержке гранта РФФИ в рамках научного проекта № 20–35–90032.

Работа выполнена с использованием оборудования Томского регионального центра коллективного пользования ТГУ.