Рудный Алтай, заключенный между Алтае-Саянской плюм-рифтогенной системой и поясом герцинских складчатых областей (Центрально-Западно-Сибирская, Обь-Зайсанская и Южно-Монгольская), имеет сложную историю формирования и ряд дискуссионных вопросов, касающихся обстановок его формирования и источников магматического и рудного вещества. В период его активного освоения и изучения в советское время разрабатывались крупнейшие барит- и колчеданно-полиметаллические месторождения, проводились детальные поиски на всей территории главных рудных районов (Змеиногорский, Рубцовский, Лениногорский и др.). Однако, несмотря на столь широкий охват, быстрое развитие аналитических методов дает возможность существенного уточнения некоторых важных элементов для понимания и осмысления истории развития региона.
В структурно-тектоническом отношении в пределах севера-востока Рудно-Алтайского мегапрогиба выделяются два типа морфоструктурных единиц. Первая – отрицательная – прибортовая депрессионная зона, приуроченная к Северо-Восточной зоне смятия, в состав которой входит Змеиногорский прогиб. Последний в эмс-эйфельское время стадийно заполнялся прибрежно-морскими терригенными и карбонатными отложениями с прослоями вулканогенного материала: эксплозивными отложениями кислого состава, лавами риолитов, риодацитов и резко подчиненными в количественном отношении лавами базальтов. Второй тип региональной морфоструктуры – положительный – Алейский гранитно-метаморфический купол (ГМК), сформированный интрузивными образованиями алейского (D1a), змеиногорского (D2-3z), устьянского (D3u) и постдевонских комплексов. ГМК сложен в подавляющем объеме плагиогранитами, гранитами и лейкогранитами с локально проявленными штокавыми телами габброидов – преимущественно I фазы алейского и змеиногорского комплексов. По периферии Алейского ГМК и реже в центральной части выходят на дневную поверхность раннепалеозойские метаморфогенно-осадочные отложения корбалихинской толщи, формирующие каледонский фундамент северной части Рудного Алтая.
Базитовая составляющая вулканогенно-терригенных разрезов и интрузивных массивов, максимально связанная с исходным магматическим очагом, дают возможность геохимически и изотопно-геохимически определить их природу на современном уровне понимания.
Целью является изотопно-геохимическая аттестация эффузивных и интрузивных базитовых образований северо-восточной части Рудного Алтая для установления природы и эволюции магматической системы в ранне- и (частично) среднедевонский этапы.
Материалы и методы исследования
В работе используется материал, собранный авторами в полевые сезоны 2011–2022 гг., а также керновый материал, предоставленный Рудно-Алтайской экспедицией.
Определения петро- и геохимического состава пород методами ICP-AES (iCAP7400Duo / Thermo Fisher Scientific) и ICP-MS (Agilent 7500 / Agilent Technologies), а также качественное определение минеральных фаз пород на РЭМ с применением РСМА (Tescan VEGA II LMU / INCA Energy 350) выполнены на оборудовании Томского регионального центра коллективного пользования НИ ТГУ. Центр поддержан Грантом Минобрнауки РФ № 075-15-2021-693 (№ 13.ЦКП.21.0012).
Изотопный анализ циркона проводился в лаборатории геохронологии и геодинамики ТГУ методом лазерной абляции и масс-спектрометрии с индуктивно связанной плазмой (LA-Q-ICP-MS) с использованием системы лазерной абляции Analyte Excite (Teledyne Photon Machines) с эксимерным лазером (193 нм) и квадрупольного масс-спектрометра Agilent 7900. Диаметр лазерного пучка – 25, 35 и 50 мкм. Частота импульсов – 8 Гц, плотность полотка энергии – 3 Дж/см-2. Время анализа – 30 с, время измерения фона – 20 с. Использованные международные стандарты цирконов – Temora II, Plešovice и 91500. Для определения средневзвешенного конкордантного возраста цирконов использовались изотопные отношения 207Pb/235U и 206Pb/238U. Определения источника вещества проводились Sm-Nd (Finnigan MAT-262 RPQ) и Rb-Sr (МИ-1201) изотопными исследованиями в Центре коллективного пользования ГИ КНЦ РАН, г. Апатиты.
1. Геолого-петрографическая характеристика
Согласно принятой геологической основе [1, 2], в северо-восточной части Рудно-Алтайского мегапрогиба базитовые породы эмса-эйфеля развиты в составе двух интрузивных комплексов: (1) алейского габбро-плагиогранитного и (2) змеиногорского габбро-плагиогранит-лейкогранитового комплексов, а также в составе стратиграфического разреза мельничной свиты (D1mn) и мельнично-сосновского субвулканического комплекса.
Рис. 1. Основные разновидности базитовых пород Змеиногорского рудного района: A – оливиновый пироксенит (D1a), B – мелкозернистое габбро (D1a), C – среднезернистое мезократовое габбро (D1a), D – порфировый интергранулярный базальт (D1mn), E – мелкозернистый долерит (D2ms): Amp – амфибол, Cpx1 – вкрапленник клинопироксена, Cpx2 – клинопироксен основной массы, Ep – эпидот, Ilm – ильменит, LB – лавобрекчия, Mag – магнетит, Ol – оливин, Pl1 – вкрапленники плагиоклаза, Pl2 – плагиоклаз основной массы, Pl* – метаплагиоклаз, Srp – серпентин. Николи: + – скрещены, || – параллельны
Базиты алейского комплекса (D1a1) развиты ограниченно и представлены останцами в гранитоидном батолите Алейского ГМК, в частности в составе массива «Мохнатые сопки». Тело формирует шток размером 2×4 км и представлено несколькими фазами внедрения и контактово-измененными разностями. Оливиновые пироксениты развиты в западной части штока и раскристаллизованы до средне-крупнозернистой размерности. В их состав входят: железисто-магнезиальный оливин; клинопироксен, занимающий промежуточное положение между геденбергитом и диопсидом; в неизмененных разностях встречается ортопироксен близкий к энстатиту, вторичные эпидот и серпентин (рис. 1, А). Пироксениты частично амфиболизированы с развитием вторичной идиоморфной роговой обманки.
Центральную часть штока слагают мелкозернистое порфировидное габбро, вкрапленники которого представлены плагиоклазом (до 1 мм) и клинопироксеном (до 2 мм по удлинению), а в основной массе развиты плагиоклаз № 53–70, клинопироксен (диопсид – геденбергит), рудные ильменит и магнетит (рис. 1, В). Эндоконтактовая фация габбро имеет мезократовую окраску, в ее состав входят преобразованный вторичными изменениями (соссюритизация, серицитизация) плагиоклаз, клинопироксен близкий к авгиту, амфибол, близкий к роговой обманке (рис. 1, C). Из рудных минералов методом РСМА установлены: ильменит, хромшпинелиды; из акцессорных – фторапатит, перовскит.
Базиты Змеиногорского прогиба представлены эмс-эйфельскими базальтами мельничной свиты, вскрытые бурением Рудно-Алтайской экспедиции. Эмский возраст определен по остаткам флоры и фауны (брахиоподы, конодонты, кораллы) во вмещающих отложениях. Базальты представляют собой мезократовую порфировую породу с мелкозернистой основной массой (рис. 1, D). Вкрапленники сложены метаплагиоклазом (до 3 мм) и геденбергитом (до 0.4 мм). В основной массе развиты плагиоклаз № 40–55, диопсид, магнетит. Также в Змеиногорском прогибе отмечаются небольшие штоковые и дайковые тела долеритов, геохронологически и геохимически близкие эмским базальтам, вследствие чего они были отнесены к мельнично-сосновскому субвулканическому комплексу. Долериты сложены основным плагиоклазом (№ 60–72), клинопироксеном, по составу близким к геденбергиту и магнетитом (рис. 1, E).
2. Петро- и геохимическая дискриминация
Петрохимически рассматриваемые интрузивные породы массива «Мохнатые сопки» относятся к габбро-перидотитам, оливиновым пироксенитам, габбро-пироксенитам и габбро, а вулканические и субвулканические породы Змеиногорского прогиба представляют собой долериты, базальты, андезибазальты и трахиандезибазальты (рис. 2, A). По характеру распределения микроэлементов (рис. 2, B) все рассматриваемые магматиты имеют схожие черты с реперными спектрами базальтов островных дуг (IAB) и базальтами E-MORB. Уровень содержания микроэлементов у базальтов и габброидов в целом одинаковый, пироксениты обеднены относительно габбро на полпорядка, а эйфельский долерит на полпорядка обогащен микроэлементами. Резкий пик Ba у долерита объясняется его внедрением в пределах рудного поля барит-полиметаллического Змеиногорского месторождения.
Магматиты обнаруживают геохимические черты сразу нескольких геодинамических обстановок: на диаграмме Ta/Yb – Th/Yt (рис. 2, C) [3] фигуративные точки вулканитов, вулканиты ложатся преимущественно в поле активной континентальной окраины (ACM), а интрузивы равно попадают в поля ACM и внутриплитных вулканических зон (WPVZ).
На диаграмме La/Lu – Gd/Yb (рис. 2, D) [4] поле интрузивных и эффузивных пород тяготеет исключительно к реперу MORB, при этом малая часть базальтов эмса вытягивается к реперу IAB. По расположению точек можно говорить о высокой степени плавления вещества и об относительно небольшой глубине плавления, что, по-видимому, обуславливается воздействием аномального тепла плюма на верхние слои литосферы. На тройной диаграмме Y/15 – La/10 – Nb/8 (рис. 2, E) [5] вулканиты занимают поля континентальных толеитов, кальциево-щелочных базальтов и частично заходят в поле E-MORB. Габбро и пироксениты в свою очередь располагаются в полях кальциево-щелочных базальтов, толитовых островных дуг и задуговых бассейнов. На диаграмме Ce/Nb – Th/Nb (рис. 2, F) [6] базиты не дискриминируются между собой и расположены на равном удалении от реперов компонента зоны субдукции (SDC) и валового состава континентальной коры (BCC). Долерит эйфеля обособляется от всей группы точек и попадает под влияние полей OIB и E-MORB, однако с учетом других дискриминационных главенствующую роль здесь играет именно E-MORB.
Рис. 2. Петро- и геохимическая аттестация и геодинамические обстановки формирования базитов Змеиногорского рудного района: A – TAS-диаграмма; B – спектры распределения микроэлементов; C – диаграмма Ta/Yb – Th/Yt по [3]; D – диаграмма La/Lu – Gd/Yb [4]; E – диаграмма Y/15 – La/10 – Nb/8 [5]; F – диаграмма Ce/Nb – Th/Nb [6]; G – Th/Nb – TiO2/Yb [7]; H – диаграмма Nb/Y – Zr/Y [8]. Фигуративные точки: 1–2 – алейский комплекс: 1 – габбро, 2 – пироксениты; 3 – базальты мельничной свиты ( ⊕ – по данным [9]), 4 – долериты мельнично-сосновского комплекса; 5 – поля интрузивов; 6 – поля вулканитов
На диаграмме Th/Nb – TiO2/Yb (рис. 2, G) [7] точки попадают преимущественно в поле метасоматизированной литосферы (SZLM) при частичном тяготении долеритов прогиба к полю базальтов океанического плато (MORB-OPB). По классификации [7] данные тренды укладываются во II и IIIa типы, обусловленные взаимодействием плюмового и литосферного вещества. На диаграмме Nb/Y – Zr/Y (рис. 2, H) [8] напротив преобладают мантийные источники вещества: вулканиты Змеиногорского прогиба целиком попадают в поле базальтов океанического плато (OPB), в то время как интрузивные породы массива «Мохнатые сопки» распространяются в полях OPB, N-MORB и в поле базальтов островных дуг (IAB).
3. Источники вещества
На диаграмме La/Yb – Zr/Nb (рис. 3, A) [10] фигуративные точки выстраиваются вдоль линии мантийной последовательности, при этом непосредственно соприкасаются с ней лишь часть точек, находясь в близости к реперу E-MORM. Точки пиркосенитов расположены вне области MOBR, при этом приближены к реперу нормальных базальтов СОХ (N-MORB).
На диаграмме в осях εNd(t) – εSr(t) (рис. 3, B) долериты Змеиногорского прогиба расположены в поле мантийной последовательности, при этом тяготеют к реперу PREMA. Его резко положительное значение εNd(t) говорит о происхождении долерита из остаточных твердых фаз резервуара, после удаления из него магмы в более ранний момент, вероятно в процессе многочисленных извержений в эмском веке. Точки плутонических пород обладают повышенным отношением 87Sr/86Sr и укладываются в тренд контаминационной природы, что обуславливается характером взаимодействия интрузивных тел с вмещающими породами.
Обогащение радиогенным 87Sr магм вполне ожидаемо в свете их контаминации флишоидных толщ континентального склона, где помимо выносимого терригенного материала присутствует карбонатное вещество. Причем процесс контаминации магм мог осуществляться как крупнообъемной ассимиляцией, так и путем миграции несовместимых LILE элементов в виде концентрированных растворов. Это подтверждает и формирование барит-полиметаллических месторождений и непосредственно баритовых рудных тел, приуроченных к риолитовым куполам [11, 12].
Рис. 3. Геохимические и изотопно-геохимические характеристики плюмово-мантийного компонента: A – диаграмма La/Yb – Zr/Nb [10]; B – диаграмма источников в осях εNd(t) – εSr(t); C – диаграмма (Sm/Yb)N – (La/Sm)N [13] с нормированными на хондрит (по Sun, McDonough, 1989) содержанием РЗЭ; D – диаграмма Nb – Nb/Yb [14]. Фигуративные точки: 1–2 – алейский комплекс: 1 – габбро, 2 – пироксениты; 3 – базальты мельничной свиты, 4 – долериты мельнично сосновского комплекса
Для оценки условий выплавления магм и установления возможных мантийных геохимических резервуаров использованы две индикаторные системы геохимического моделирования. Первая из них – диаграмма (Sm/Yb)N – (La/Sm)N (рис. 3, C) [13], использующая нормированные значения редких земель по отношению к хондриту. В результате построений точки базитов как прогиба, так и алейского комплекса выстраиваются вдоль кривой двухпроцентного шпинелевого лерцолита (2 % Sp) с преимущественным плавлением от 3 до 10 %. Два базальта выбиваются из общей группы фигуративных точек, в сторону уменьшения степени плавления до 2 % и менее 1 %, при этом они так же приурочены к кривой шпинелевого лерцолита.
Вторая система – Nb-Yb (рис. 3, D) [14], согласно которой базиты дискриминируются по генетическому признаку: точки базальтов Змеиногорского прогиба и долерит Змеиногорского рудного поля выстраиваются вдоль кривой шпинелевого лерцолита (SpLz), генерируемого примитивной мантией (PM); точки пироксенитов, габброидов и даек Алейского комплекса, а также долерит Стрижковского рудного поля выстраиваются вдоль кривой гарцбургита (Hz), происходящего из деплетированной мантии (DM). Процент плавления для интрузивов устанавливается на уровне от 3 до ~40%, причем наибольший процент выплавки наблюдается для оливиновых пироксенитов; для эффузивов – в интервале от 5 до 30%.
4. U-Pb датирование
Из мезократового среднезернистого габбро-алейского комплекса массива «Мохнатые сопки» было выделено 40 зерен циркона. При катодолюминесцентном исследовании они обнаруживают широкую зональность в ядерной части и более тонкую концентрическую зональность к периферии. При датировании из 40 зерен критерию конкордантности в диапазоне ± 10 % отвечают 28 замеров. В результате получен конкордантный возраст 402±10 млн лет (рис. 4, A), что соответствует середине эмского века раннего девона.
В образцах из штоково-дайкового тела долеритов центральной части Змеиногорского месторождения было обнаружено шесть зерен циркона, два из которых имеют реликтовую природу. Их кристалломорфологическая форма описывается как простая тетрагональная призма с пирамидой (рис. 4, B). Поверхность этих зерен корродирована и шероховата, ребра округлые. Характер их зональности – слабовыраженный секториальный. Возраст их определен как AR2.
Рис. 4. Результаты U-Pb датирования цирконов методом LA-Q-ICP-MS: A – среднезернистое габбро-алейского комплекса, массив «Мохнатые сопки»; B – долерит Змеиногорского прогиба. Возраст на CL изображениях указан по 206Pb/238U изотопной системе (для архейских зерен по 207Pb/206Pb системе). Величина ошибки ±2σ
Остальные зерна представлены слабовыраженной дитетрагональной призмой и пирамидой, имеют размер по удлинению до 110 мкм. Их возраст установлен как 389±8 млн лет, что относится к среднему эйфелю. Если эти зерна не являются так же захваченным, а истинный возраст долеритового тела более молодым, то устанавливается единовременное и единопространственное проявление кислого и основного магматизма в районе, что говорит о наличии двух одновременно работающих магматических очагов на разных корово-литосферных уровнях, генерирующие контрастные по составу расплавы.
Результаты исследования и их обсуждение
По геохимическим и изотопно-геохимическим данным магматиты несут в себе черты изначально плюмового происхождения, что устанавливается по геохимическим и Nd-Rb изотопным данным, располагаясь в поле мантийной последовательности вблизи репера PREMA. Родоначальным протолитом определяется шпинелевый лерцолит, плавление которого по системе геохимического моделирования [13] достигало 40 % при средней оценке 3–10 %. Обнаруженный в образцах эмского габбро перовскит косвенно говорит о мантийном происхождении расплава. Мантийные источники подтверждаются и изотопией серы: δ 34S от -4,2 до +5,2 ‰, основная часть проб – от -2,2 до +2,0 ‰ [12]. В работе по исследованию изотопного состава серы сульфидов разных стадий минеральных комплексов барит-полиметаллических месторождений Змеиногорского рудного района [15] отмечается смена мантийного источника серы на коровый.
Следы последующего взаимодействия вещества плюма с литосферой и земной корой (SZLM), устанавливаемые по ряду диаграмм, обуславливаются наличием каледонского структурного этажа, накапливающегося в Є3–O, за счет денудации островодужных комплексов Горного Алтая. Ассимиляция вещества фендамента не могла не привести к контаминации магмы и приобретению отдельных геохимических черт, характерных для островодужных базальтов, например, Ta-Nb минимум. Габброиды и пироксениты алейского комплекса, наиболее активно контаминируемые веществом фундамента, располагаются в начале кривой смешения магм основного состава с гранитизированной корой.
По-видимому, установленные сходства и различия магматитов обусловлены основными параметрами, определяющими проявление вулканизма и плутонизма. Для вулканитов Змеиногорского прогиба, приуроченного к прибортовой зоне, логично предположить непосредственную связь подводящих каналов с мантийными глубинами в пределах депрессионных зон. На характер проявления прибортового вулканизма оказывало влияние взаимодействие тектонических процессов, проходящих в смежных региональных структурах – Обь-Зайсанской области и Алтае-Саянской плюм-рифтогенной системе, в которых наблюдается региональная, а может, и глобально проявленная трансгрессивно-регрессивная цикличность. Можно предполагать, что это тектоническое взаимодействие мегаструктур способствовало периодическому нарушению связи плюмово-мантийного очага Рудного Алтая с верхними этажами литосферы.
Далее следует отметить, что для вулканизма Змеиногорского прогиба характерна слабая количественная роль базальтов в ходе раннего и среднего девона и, наоборот, явная доминанта риолитовых вулканических построек и массовых туфовых извержений кислого состава. Это наводит на мысль об особой роли в этом процессе тектоники и флюидно-магматического режима, заключающейся в непостоянной связи каналов литосферно-корового магматизма с плюмово-мантийным очагом. По-видимому, что-то подобное проявлялось при формировании Тунгусской мегасинеклизы Сибирской платформы, где массовым извержениям трапповых лав предшествовали обильные туфовые извержения основного состава.
Вследствие кратковременного тектонического перекрытия связи вулканических каналов с плюмово-мантийным очагом предположительно происходил «отрыв» флюидонасыщенной головной колонны и проникновение ее в пределы метасоматизированной субдуцированной литосферной мантии и в гранитно-метаморфический слой. Под влиянием аномального тепла плюма и активного воздействия его головной флюидно-магматической части возникали литосферно-коровые промежуточные очаги, генерировавшие массовые извержения риодацитовых и риолитовых туфов. Интрузивный магматизм осевой зоны Рудно-Алтайского мегапрогиба, представленный на северо-востоке Алейским ГМК, не имел сообщения с поверхностью, но по тем же причинам, что и вулканизм, переживал прекращение связи с глубинным очагом после внедрения тел пироксенитов и габбро. Оторвавшаяся часть интрузивно-магматической колонны субсинхронно, но с некоторым временным отрывом от вулканизма формировала промежуточные очаги, генерировавшие большие объемы плагиогранитных и гранитных магм.
На завершающих этапах девонской истории связь с глубинным очагом возобновилась и способствовала внедрению многочисленных тел даек основного состава – габбро-долеритовые штоки и дайки V фазы змеиногорского комплекса (D3fm). Характерно, что вулканизм прогибов так же завершался внедрением даек долеритов и излиянием базальтовых в составе каменевской и шипуновской свит (фран – фамен).
Выводы
1. Интрузивный магматизм в пределах Алейского ГМК начал проявляться с базитовой составляющей – габбро и пироксенитов – в эмском веке (402±10 млн лет), а в конце раннего девона сменился выплавкой больших объемов плагиогранитных, гранитных и лейкогранитных масс.
2. Эмский и эйфельский базитовый магматизм района имеет плюмовое происхождение, близкое к источнику PREMA. Единым протолитом является шпинелевый лерцолит.
3. Вулканиты прибортовых депрессионных зон, в частности Змеиногорского прогиба, через подводящие каналы имели непосредственную связь с мантийными глубинами, вследствие чего долериты сохранили мантийную последовательность. Интрузивные же фации вследствие объемной ассимиляции или за счет поглощения мигрирующих флюидов контаминированы коровым веществом островодужного этапа развития Горного Алтая.
4. Тектонический режим способствовал прерыванию связи литосферных промежуточных магматических очагов с мантийными источниками, вследствие чего происходила выплавка в раннем и среднем девоне преобладающих по объему кислых магм.
Библиографическая ссылка
Семиряков А.С., Гринев О.М., Бестемьянова К.В., Гринев Р.О., Морозова Е.Н., Адылбаев Р.Р. ПЛЮМОВАЯ ПРИРОДА И КОНВЕРГЕНТНОСТЬ ГЕОХИМИЧЕСКИХ ПРИЗНАКОВ БАЗИТОВ ЭМСА – ЭЙФЕЛЯ СЕВЕРО-ВОСТОЧНОЙ ЧАСТИ РУДНОГО АЛТАЯ // Успехи современного естествознания. – 2023. – № 11. – С. 138-146;URL: https://natural-sciences.ru/ru/article/view?id=38155 (дата обращения: 18.05.2024).