Origin of the oxygen isotope heterogeneity for alkaline and subalkaline basalts in the Northern Minusa depression, South.pdf Введение Изотопный состав кислорода в изверженных породах является одним из индикаторов эволюции глубинных магм при их взаимодействии с веществом корового происхождения, метеорными водами и низкотемпературными гидротермами [Taylor, 1968; Taylor, Sheppard, 1986; Deines, 1989; Demeny et al., 1998; Покровский, 2000]. Продукты сублитосферной мантии, незатронутые контаминационными процессами, характеризуются очень однородным составом. По разным оценкам, величина 518Osmow в мантийных перидотитах и океанических базальтах варьирует в интервале 5,5 ± 0,5 и 5,7 ± 0,2 % [Taylor, Sheppard, 1986; Ito, White, Gopel, 1987; Mattey, Lowry, Macpherson, 1994; Harmon, Hoefs, 1995; Eiler et al., 1997; Eiler, 2001]. Кроме того, частичное плавление мантии не сопровождается заметным фракционированием изотопов кислорода, что позволяет судить о природе источников первичных магм [Покровский, 2000]. В формировании многих изверженных провинций совместно участвуют производные внутриплит-ного базальтового магматизма разного возраста и уровня щелочности. В составе вулканических серий наряду с обычно доминирующими субщелочными базальтоидами выделяются нефелиниты, базаниты и тефриты [Furman, 1995; Trumbull et al., 2003; Jung et al., 2012; Hunt et al., 2012; Ernst, 2014; Медведев и др., 2020; Ярмолюк и др., 2020; Vorontsov et al., 2021]. Считается, что особенности их редкоэлементного и изотопного состава могут быть обусловлены изменением как масштабов плюм-литосферного взаимодействия, так и условий плавления глубинных протолитов. В этой связи диапазон значений 518O » 5-6 %о, установленный для подобных пород, будет являться важным признаком мантийного происхождения исходных магм. Эффекты «телескопирования» разновозрастного базальтового магматизма наблюдаются в Центрально-Азиатском складчатом поясе (ЦАСП) [Ярмолюк и др., 2020; Vorontsov et al., 2021]. Примером могут служить вулканиты и малые интрузии, распространенные в Минусинском рифтогенном прогибе девона между каледонскими сооружениями Кузнецкого Алатау, Восточного и Западного Саяна. Полученные нами первые данные по изотопному составу кислорода в субщелочных и щелочных базальтоидах позволяют более определенно судить об источниках первичных расплавов и характере их взаимодействия с коровым субстратом. Геология и химические особенности базальтоидов В Минусинском прогибе среди вулканитов преобладают раннедевонские субщелочные базальты, характерные для формирующейся Алтае-Саянской рифтовой области [Vorontsov et al., 2021]. В северной части прогиба (Северо-Минусинская впадина) они образуют Копьевское куполовидное поднятие (рис. 1). Окружающие его терригенные и карбонатные отложения девона-раннего карбона прорваны дайками (до 10-40 х 500-1 500 м) и мелкими (0 = 50-100 м) штоками пермско-триасовых долери-тов, а также позднемеловыми базанитовыми диатремами размером до 600 м в поперечнике. Эксплозивные трубки сосредоточены в виде трех ареалов (~ 200 км2) на северном, южном и западном флангах поднятия [Крюков, 1964; Malkovets et al., 2003]. Долериты и базаниты характеризуются повышенным содержанием TiO2 (2-3,5 мас. %), переменной кремнекислотностью (SiO2 41-49 мас. %) и щелочностью (Na2O + K2O 2,4-5,8 мас. %). Менее титанистые (TiO2 1-1,8 мас. %) субщелочные базальты девона имеют сходство с ними по T^S-параметрам (рис. 2, а). В долеритах наблюдается больше CaO (913 мас. %) и меньше MgO (5-8 мас. %), чем в базанитах (CaO 8-10 мас. %, MgO 7-11 мас. %). Снижение магнезиальности сопровождается уменьшением в породах концентраций совместимых микроэлементов (Cr 100-400, Ni 90-260, V 150-380, г/т). Базальтоиды заметно различаются между собой по уровню и характеру накопления HFSE и LILE [Врублевский и др., 2022]. Спектры распределения микроэлементов в долеритах и базанитах имеют сходную конфигурацию с отчетливым Nb-Ta максимумом, который обычно отмечается для продуктов OIB-магматизма (рис. 2, b). В образовании долеритов и особенно девонских базальтов дополнительно могло участвовать вещество, подобное IAB и E-MORB (рис. 2, b, c), сохранившееся в виде фрагментов палеоокеанической окраины. Вариации отношения Zr/Nb от 1,8-2,4 в базанитах до 4-7,7 в долеритах свидетельствуют о генерации первичных расплавов в мантии с разным уровнем обогащения HFSE (рис. 2, d). По этому показателю изученные породы аналогичны меловым и кайнозойским плюмовым щелочным базальтоидам Монголии, Забайкалья, Центральной Европы, Восточной и Южной Африки и сопоставимы с производными OIB-вулканизма как HIMU, так и EM типа (Zr/Nb 2,7-5,5 и 3,5-8,4 соответственно; по [Weaver, 1991]). В большинстве девонских субщелочных базальтов Копьевского купола фиксируются сравнительно высокие значения Zr/Nb » 12-18, сходные с составом гидратированной мантии подобно пермско-триасовым траппам и долеритам Кузнецкого и Тунгусского бассейнов (рис. 2, d). Абакан' Сибирский кратон I I Осадочные отложения D2-C1 lL d Раннедевонские вулканиты I IКаледониды IXI Разломы l~Q~l 1 □сП 2 03. Уч/М Ш5 Ш7 4 км Монголия 6;\\ 5“ /Западный Сая.. Рис 1. Расположение и геологическое строение Минусинского прогиба а - географическое положение (красная звезда); b - геологическая схема Минусинского прогиба [Vorontsov et al., 2021]; c - строение Копьевского поднятия и ареалы распространения изученных диатрем базанитов и даек долеритов (литературные и наши данные). 1 -четвертичные отложения, 2 - терригенно-карбонатные отложения раннего карбона, 3 - терригенные отложения среднего и позднего девона, 4 - раннедевонские вулканиты, 5 - позднемеловые диатремы базанитов (вне масштаба), 6 - пермско-триасовые дайки долери-тов (вне масштаба), 7 - дизъюнктивные нарушения, 8 - предполагаемые тектонические нарушения Fig. 1. Location and geological structure of the Minusa trough а - Geographical location (red star); b - Geological sketch of the Minusa trough [Vorontsov et al., 2021]; c - The Kop'evo uplift structure and the areas of studied basanite diatremes and dolerite dikes (literature and our data). 1 - Quaternary deposits, 2 - Early Carboniferous clastic-carbonate sediments, 3 - Middle and Late Devonian clastics, 4 - Early Devonian volcanics, 5 - Late Cretaceous basanite diatremes (shown out of scale), 6 - Permian-Triassic dolerite dikes (shown out of scale), 7 - faults, 8 - suspected faults Девонские базальты, Копьевский купол Обогащение Рис. 2. Геохимические особенности базальтоидов Минусинского прогиба а - петрохимическая 745-систематика; b - распределение LILE и HFSE. PM = примитивная мантия [Sun, McDonough, 1989], средние составы базальтов океанических островов (OIB) [Sun, McDonough, 1989] и островных дуг (IAB) [Kelemen, Hangh0j, Greene, 2003], девонские субщелочные базальты Копьевского купола (черные точки) [Воронцов, Федосеев, Андрющенко, 2013; Vorontsov et al., 2021; устное сообщение А.А. Воронцова]; c - Th/Yb-Nb/Yb диаграмма [Pearce, 2008]. E-MORB = средний состав обогащенных базальтов срединно-океанических хребтов; d - Zr/Nb-Nb/Th [Condie, Shearer, 2017]. Выделены области магматических источников в гидратированной (HM), деплетированной (DM) и обогащенной (EM) мантии. Показаны составы плюмовых щелочных базальтоидов Азии (ЦАСП), Центральной Европы, Восточной и Южной Африки [Furman, 1995; Trumbull et al., 2003; Jung et al., 2012; Hunt et al., 2012; Castillo, Hilton, Halldorsson, 2014; Ярмолюк и др., 2020; Vorontsov et al., 2021], базальтов и тефритов изверженной провинции Эмейшань [Song et al., 2008], траппов Кузнецкого прогиба (КБТ) [Svetlitskaya, Nevolko, 2016], долеритовых силлов бассейна р. Тунгуски [Callegaro et al., 2021]. Вероятный тренд эволюции мантийных источников базальтоидов Минусинского прогиба указан стрелкой. Химические анализы выполнены методами ICP-OES и ICP-MS на оборудовании ЦКП ТГУ «Геохимия природных систем» (грант Минобрнауки РФ 075-15-2021-693/13.ЦКП.21.0012) Пикробазальт ■-С' • •------------ •О ♦ • •го* » 0 о* • • • •• О • 10 • • Базальт • Базанит О Долерит Базальты вулканических дуг Базальты UORB-OIB ряда Fig. 2. Geochemical features of the Minusa trough basaltoids а - Chemical 7AS-systematics; b - LILE and HFSE distribution. PM = primitive mantle [Sun, McDonough, 1989], and average compositions of oceanic island basalts (OIB) [Sun, McDonough, 1989], island-arc basalts (IAB) [Kelemen, Hangh0j, Greene, 2003], and Devonian subalkaline basalts of the Kop'evo dome (black points) [Vorontsov, Fedoseev, Andryushchenko, 2013; Vorontsov, 2021; oral report by A.A. Vorontsov] are shown; c - Th/Yb-Nb/Yb diagramm [Pearce, 2008]. E-MORB = average composition of enriched midocean ridge basalts; d - Zr/Nb-Nb/Th [Condie, Shearer, 2017]. The areas of magmatic sources in the hydrated (HM), depleted (DM) and enriched (EM) mantle are identified. The compositions of the Asia (CAFB), Central Europe, and East and South Africa plume alkaline basaltoids [Furman, 1995; Trumbull et al., 2003; Jung et al., 2012; Hunt et al., 2012; Castillo, Hilton, Halldorsson, 2014; Ярмолюк и др., 2020; Vorontsov et al., 2021], basalts and tephrites of the Emeishan igneous province [Song et al., 2008], Kuznetsk basin traps (KB7) [Svetlitskaya, Nevolko, 2016], and dolerite sills of the Tunguska River basin [Callegaro et al., 2021] are shown. The probable trend for evolution of mantle sources of the Minusa trough basaltoids is indicated by the arrow. Chemical analyses were performed by ICP-OES and ICP-MS methods on the equipment of the TSU Analytical Center of Natural Systems Geochemistry (by the Ministry of Science and Higher Education of the Russian Federation grant no. 075-15-2021-693/no. 13.RFC.21.0012) Согласно моделям, имитирующим условия генерации мафитовых магм, происхождение наиболее обогащенных HFS- и LIL-элементами базанитов связано с процессом декомпрессионного плавления (« 1-2 %) лерцолита гранат-шпинелевой фации в субконтинентальной литосферной мантии [Врублевский и др., 2022]. Ксенолиты подобных перидотитов наблюдаются в некоторых диатремах вблизи Копьевского поднятия [Malkovets et al., 2003]. Образование долеритовой магмы могло происходить при частичном (« 2-5 %) изобарном плавлении менее глубинного шпинелевого лерцолита и воздействии сублитосферного мантийного плюма. Девонские субщелочные базальты Копьевского поднятия представляют собой продукты низкой степени (1-4 %) плавления шпинелевого лерцолита. Методика и результаты изотопного анализа кислорода в базальтоидах Измерение изотопного состава кислорода в валовых пробах базальтоидов выполнено сотрудниками Геологического института СО РАН (Улан-Удэ) на газовом масс-спектрометре Finnigan МАТ-253 с двойной системой напуска. При подготовке образцов к анализу применялся метод лазерного фторирования с BrF5. Выделение О2 из силикатной матрицы осуществлялось в режиме лазерной абляции [Sharp, 1990] на установке MIR 10-30 с СО2-лазером (100 ватт, X = 10,6 мкм) и вакуумной магистралью для очистки выделенного газа. Нагрев до 1 000 °С дает возможность анализировать тугоплавкие минералы (оливин, циркон, гранат). Процесс полного сгорания образца фиксируется визуально по монитору. При высокой температуре и скорости реакции возможность фракционирования изотопов кислорода и загрязнение газа атмосферными примесями практически исключены. Результаты изотопного анализа пород представлены в таблице. Величина 518O приведена в промилле относительно значения V-SMOW (Vienna Standard Mean Ocean Water). Аналитическая ошибка (1 s) определения 518O не превышает ± 0,2 %о. Достоверность результатов контролировалась измерениями лабораторных (кварц ГИ-1, Polaris) и международных (кварц NBS-28, биотит NBS-30) стандартов. Изотопный состав кислорода в базанитах неоднороден и характеризуется вариациями значений 518O в интервалах от +5,44 до 5,94 %о для диатрем северного ареала (за исключением Марской трубки) и от +6,39 до +7,07 % (главным образом, диатремы южного ареала). Очевидно, только средняя величина 518O +5,73 % для первой группы значений совпадает с диапазоном 5,7 ± 0,2 % в производных мантии (рис. 3). В долеритах также проявлена дискретность отношений 518O. Наряду с относительно обогащенными тяжелым 18O разновидностями (518O от +6,49 до +7,64 %) встречаются породы (отдельные участки в дайках?) с более «легким» (518O от -0,68 до +4,03 %) изотопным составом кислорода. По сравнению с базанитами и долеритами, самые высокие значения 518O = +8,8 % получены для двух образцов девонских субщелочных базальтов Копьевского поднятия (рис. 3). Изотопный состав кислорода в базальтоидах Минусинского прогиба Oxygen isotopic composition for Minusa trough basaltoids Эруптивное тело, локализация Порода Образец S18O, % #Mg SiO2, мас. % LOI, мас. % Трубка Бараджульская Базанит Т01/2 +6,39 57,9 43,27 1,20 Трубка Тергешская » Т02/2 +6,63 55,1 44,28 2,34 Трубка Чебалдагская » Т03/2 +6,85 58,0 47,24 0,88 Трубка Красноозерская » Т04/1 +6,75 58,0 43,88 0,63 Трубка Беле » К-8/2 +7,07 47,6 48,99 1,72 Трубка Марская » Т10/1 +5,44 49,6 45,71 1,65 » 0204 +5,84 49,4 48,37 1,36 Трубка Высота 465 » Т05/2 +5,92 53,1 44,12 0,87 Трубка Конгаровская » Т06/2 +5,75 62,9 42,06 2,13 » Т06/3 +5,46 58,2 44,60 1,93 Трубка Три брата » Т07/2 +5,94 53,8 44,81 0,74 Трубка Камыштинская-2 » Т09/1 +6,90 44,7 43,98 1,27 Дайки, заповедник Подзаплоты Долерит ПП2А +7,64 45,7 46,91 1,18 » ПК1 -0,68 34,9 42,68 2,86 Дайки, оз. Черное » К-2/2 +3,14 44,6 46,52 3,69 » 092 +2,91 44,7 44,37 2,54 Дайки, оз. Беле » К-9/1 +7,17 45,2 48,72 2,79 » К-6/5 +4,03 44,9 47,00 4,81 Дайка, оз. Учум » 064 +6,51 49,5 44,04 3,85 Шток, г. Чирья » ПП6 +6,49 52,3 46,10 2,12 Дайка, зап. Подзаплоты Базальт 012 +8,78 55,9 49,25 3,39 Дайка, д. Копьево » 141 +8,75 43,2 48,12 1,88 Примечание. #Mg = 100MgO/(MgO + FeO), мол. %. LOI - потери при прокаливании. Note. #Mg = 100MgO/(MgO + FeO), mol. %. LOI - loss on ignition. Рис. 3. Изотопный состав кислорода в базальтоидах Минусинского прогиба а - S18O - #Mg диаграмма: показаны область преобладающих составов океанических и континентальных базальтов, MORB-диапазон значений S18O, по [Harmon, Hoefs, 1995], изотопные сдвиги (стрелки сиреневого цвета), по [Покровский, 2000]; b - S18O -SiO2 диаграмма: показаны области дифференцированных магматических серий с высокими (high-S18O), нормальными (normal-S18O) и низкими (low-S18O) изотопными соотношениями, по [Troch et al., 2020]. Стрелками «CC» и «MW» обозначены тренды значений S18O в результате коровой контаминации или воздействия метеорных вод соответственно; c - сравнение базальтоидов по соотношению изотопов кислорода: OIB = базальты океанских островов, CIB = внутриплитные континентальные базальты, CFB = континентальные платобазальты, MORB = базальты срединно-океанических хребтов [Harmon, Hoefs, 1995]. Показаны составы оливина в мантийных перидотитах и MORB [Mattey, Lowry, Macpherson, 1994; Eiler et al., 1997], щелочного базальта, базанита и нефелинита Рейнского грабен-рифта (Центральная Европа) [Jung, Hoernes, 2000], траппов Панджала (СЗ Индия) [Shellnutt, Rehman, Manu Prasanth, 2021], медиана мантийных значений [Rollinson, 1993] и диапазон магматической и метеорной воды [Rol-linson, 1993; Покровский, 2000]. Данные по щелочным и субщелочным изверженным породам Кузнецкого Алатау, юго-востока Горного Алтая, нагорья Сангилен в Юго-Восточной Туве, Витимского плато в Западном Забайкалье, Южного Тянь-Шаня, по [Покровский и др., 1998; Doroshkevich et al., 2012; Врублевский и др., 2012; Врублевский, Котельников, Изох, 2018; Vrublevskii et al., 2018, 2020; Врублевский, Гертнер, 2021] Fig. 3. Oxygen isotopic composition in the Minusa trough basaltoids a - S18O vs. #Mg plot: the area of predominant oceanic and continental basalts, the range of MORB S18O values [Harmon, Hoefs, 1995], and isotopic shifts (purple arrows) [Pokrovsky, 2000] are shown; b - S18O vs. SiO2 plot: the areas of differentiated magmatic series with high-S18O, normal-S18O and low-S18O values [Troch et al., 2020] are shown. The arrows «CC» and «MW» mark the trends of S18O-values because of crustal contamination or the influence of meteor waters, respectively; c - Comparison of basaltoids by oxygen isotope ratio: OIB = oceanic islands basalts, CIB = intraplate continental basalts, CFB = continental flood basalts, MORB = mid-ocean ridge basalts [Harmon, Hoefs, 1995]. The compositions of olivine in mantle peridotites and MORB [Mattey, Lowry, Macpherson, 1994; Eiler et al., 1997], alkaline basalt, basanite and nephelinite of the Rhine graben (Central Europe) [Jung, Hoernes, 2000], Panjal traps (NW India) [Shellnutt, Rehman, Manu Prasanth, 2021], median of mantle values [Rollinson, 1993], and the range of magmatic and meteoric waters [Rollinson, 1993; Pokrovsky, 2000] are shown. Data for alkaline and subalkaline igneous rocks on the Kuznetsk Alatau, Russian Altai, Southeastern Tuva, Western Transbaikalia and Southern Tien-Shan are given by [Pokrovsky et al., 1998; Doroshkevich et al., 2012; Vrublevskii et al., 2012, 2018, 2020; Vrublevskii, Kotel'nikov, Izokh, 2018; Vrublevskii, Gertner, 2021] Обсуждение результатов и выводы Наряду с геодинамической обстановкой и составом источников базальтового магматизма, важное значение в его геохимической эволюции имеют масштабы дифференциации мафитовых сублитосферных расплавов и характер их взаимодействия с разнородным субстратом самой литосферы. По разным оценкам, область значений 518Osmow для мантийных производных ограничивается узким интервалом от +5,5 до +5,9 %о [Harmon, Hoefs, 1995; Eiler et al., 1997, 2000; Покровский, 2000; Troch et al., 2020]. Сходным составом (518Osmow от +5 до +5,4 %) обладает оливин в ксенолитах верхнемантийных перидотитов и в базальтах срединноокеанических хребтов [Mattey, Lowry, Macpherson, 1994; Eiler et al., 1997]. При этом считается, что более значительные отклонения относительно 518O-медианы в расплавах и изверженных породах могут быть обусловлены либо природой магматического источника и процессами фракционирования изотопов кислорода, либо влиянием коровой контаминации, субдукционных флюидов и атмосферных вод. Магматические источники базальтоидов. Особенности изотопного состава кислорода в изученных базанитах свидетельствуют о мантийном происхождении их первичного расплава. Большая часть значений 518O в породах c #Mg « 45-63 находится в MORB- и OIB-диапазоне и согласуется с трендом 518O-SiO2 в дифференцированных вулканических сериях (см. рис. 3, а, b; таблица). При этом вещество наименее обогащенных 18О базанитов (518O +5,7 %, n = 6) из диатрем Марская, Высота 465, Конгаровская и Три брата фактически сопоставимо с хондритовым эталоном (рис. 3, c). Составы неизмененных долеритов с #Mg > 45 и 518O от +6,5 до +7,6 % тоже не выходят за пределы интервала значений, характерных для внутриплитных океанических (OIB) и континентальных (CIB, CFB) базальтов (рис. 3, а, b; таблица). Это позволяет предполагать мантийный уровень генерации исходного расплава и присутствие плюмового вещества. Девонские базальты Минусинского палеорифта также связывают с деятельностью сублитосферного плюма [Vorontsov et al., 2021], однако эти породы обладают наиболее «тяжелым» (518O +8,8 %) изотопным составом, маскирующим 518O-метки магматического источника. На основании изотопных Nd-Sr-Pb данных по разновозрастным вулкано-плутоническим комплексам Азии, Европы и Африки считается, что в процесс генерации базальтовой, в том числе щелочно-мафитовой магмы может быть вовлечено вещество умеренно деплетированной (PREMA = prevalent mantle или HIMU = high р) и обогащенной (EM = enriched mantle) мантии [Furman, 1995; Jung, Hoernes, 2000; Bogaard, Worner, 2003; Trumbull et al., 2003; Song et al., 2008; Zhang, Liu, Guo, 2010; Jung et al., 2012; Врублевский и др., 2012; Doroshkevich et al., 2012; Castillo, Hilton, Halldorsson, 2014; Shellnutt, 2014; Yarmolyuk et al., 2015; Vrublevskii et al., 2019, 2020, 2021; Ярмолюк и др., 2020; Врублевский, Гертнер, 2021; Vorontsov et al., 2021]. Допускается его смешение, а также непосредственная экстракция расплавов из модифицированной литосферной мантии. Как правило, формирование ассоциаций магматических пород с подобным изотопным составом связывают с деятельностью мантийного плюма (горячей точки OIB-типа). Особенности распределения HFS (high field strength)-элементов в базанитах и долеритах Минусинского прогиба свидетельствуют о геохимическом сходстве их первичных расплавов с производными OIB-магматизма (см. рис. 2, b-d). Напротив, составы девонских субщелочных базальтов Копьевского поднятия заметно отличаются от (MORB-OIB)-последовательности мантийных магм и в сочетании с отрицательной Nb-Ta-аномалией мультиэлемент-ных спектров наболее соответствуют базальтам островных дуг. Гетерогенность протолитов отчетливо прослеживается по изменению Zr/Nb в среднем от ~ 15 в субщелочных базальтах до ~ 2,1-5,6 в базанитах и долеритах (рис. 2, d). Для геологического развития Минусинского прогиба такая вариативность состава базальтоидов может отражать смену источника первичной магмы. Предположительно, раннедевонские вулканиты подобно траппам Кузнецкого и Тунгусского бассейнов являются производными гидратированной мантии, вещество которой обычно участвует в формировании островодужных базальтов (рис. 2, b). В составе долеритов и базанитов мезозоя доминирует уже материал обогащенной мантии [Врублевский и др., 2022]. Например, сходную неоднородность источников магм показывают сопутствующие тефриты и толеиты Эмейшаньской изверженной провинции, сформированной под влиянием сублитосферного плюма в поздней перми [Song et al., 2008]. Роль коровой контаминации и флюидов при формировании базальтоидов. Более высокие, по сравнению с мантийными, значения 518O (> 6 %о) в базанитах, долеритах и субщелочных базальтах могут указывать на контаминацию мантийного расплава веществом верхней коры. Ее разную степень демонстрируют щелочные базальты Рейнского грабена в Центральной Европе, траппы Панджала (СЗ Индия), некоторые щелочно-мафитовые интрузии Ал-тае-Саянской складчатой области (рис. 3, c). Как и в Минусинском прогибе, значительная часть составов изверженных пород находится в равновесии с «нормально-магматической» водой, содержащейся в рас-плаве/свежих стеклах MORB [Покровский, 2000]. В отличие от ювенильной воды, никогда не имевшей контакта с гидросферой, ее происхождение связывают с частичной дегидратацией осадочного материала, попадающего в мантию в зонах субдукции. Такой трактовке не противоречит аккреционноколлизионная модель каледонид ЦАСП. Похожий «изотопно-кислородный» сдвиг наблюдается при взаимодействии «водный флюид -порода» на заключительных стадиях эруптивного процесса [Demeny et al., 1998]. Однако в составе некоторых долеритовых даек фиксируются признаки смешения низкотемпературных гидротерм и нагретых метеорных вод с 518О < 0 %о, которое приводит к изотопной инверсии с понижением значений 518О в породах от +4 до -0,7 %о. При формировании базанитовых диатрем подобные изменения могли быть более локальными и проявиться в меньшей степени. Особенности генерации базальтовых магм. По геохимическим данным в образовании базальтоидов Минусинского прогиба в различной степени принимало участие мантийное вещество. Однако только извержения долеритов можно соотнести по времени с активностью Сибирского плюма на рубеже перми и триаса. По-видимому, его влиянием обусловлено плавление и смешение вещества глубинных протолитов при генерации первичной магмы. Относительное обогащение HFS- и LIL-элемен-тами наиболее поздних базанитов при высоком содержании MgO, Cr, Ni в них не согласуется с ординарным уменьшением степени плавления мантийного перидотита. В подобных случаях аномальное накопление редких рассеянных элементов часто связывают с вовлечением в магму материала амфиболовых или флогопитовых жил из перидотитов модифицированной субконтинентальной литосферной мантии [Hunt et al., 2012; Jung et al., 2012]. Возможно, позднемеловые базанитовые эксплозии в Минусинском палеорифте были вызваны процессом декомпрессионного плавления литосферной мантии, метасоматизированной в период активности Сибирского плюма [Malkovets et al., 2003; Врублевский и др., 2022]. На основании полученных данных можно предполагать, что развитие разновозрастного базальтового вулканизма в Минусинском прогибе происходило при участии сублитосферных плюмов, которые модифицировали субстраты литосферной мантии и нижнекоровых протолитов в режиме горячей точки OIB-типа. Смешение разноглубинного вещества способствовало образованию магм гибридной природы. Базальтовые извержения сопровождались коровой контаминацией расплавов и их взаимодействием с низкотемпературными гидротермами и метеорными водами.

Скачать электронную версию публикации