CC BY
51
Вестник Томского государственного университета. 2G13. № 37G. С. 1в1-1в7
УДК 552.2+550.4 (571.513)
Н.А. Макаренко, А.Л. Архипов, Е.В. Емельянова
ПЕТРОГЕОХИМИЧЕСКИЕ И ПЕТРОГЕНЕТИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ НИЖНЕДЕВОНСКИХ ВУЛКАНИЧЕСКИХ ПОРОД ЮГО-ЗАПАДНОЙ ЧАСТИ ЧЕБАКОВО-БАЛАХТИНСКОЙ ВПАДИНЫ МИНУСИНСКОГО МЕЖГОРНОГО ПРОГИБА
(СЕВЕРНАЯ ХАКАСИЯ)
На основании изучения количественного и качественного состава петрогенных и примесных элементов в нижнедевонских вулканических породах Северной Хакасии установлен характер поведения редкоземельно-редкоэлементных геохимических спектров на графиках нормированных распределений. На бинарных диаграммах в координатах ЖЕЕ-ЕК и ЖЕЕ-Е^г+Ва) выделены два автономных поля базитов (Б-1 и Б-2), с которыми тесно связаны более поздние дифференциаты - трахириолиты (с полем Б-1) и трахиты (с полем Б-2). Сделан вывод о том, что эволюция разнотипных базальтоидных расплавов может привести к появлению двух сближенных во времени и совмещенных в пространстве бимодальных ассоциаций базальт-трахириолитового и трахибазальт-трахитового составов.
Ключевые слова: вулканиты; поля базитов; поздние дифференциаты; редкие и редкоземельные элементы.
Нижнедевонские вулканиты быскарской серии Че-баково-Балахтинской впадины изучались на протяжении многих лет несколькими поколениями исследователей по ряду причин: эти породы хорошо обнажены, разнообразны по петрографическому составу, формируют сложно построенные вулканогенно-осадочные стратоны, находятся в непосредственной близости от полигонов учебных полевых практик вузов Сибири. Вместе с тем лишь в последние годы в связи с широким использованием в научно-исследовательской практике тонких аналитических методов появилась реальная возможность скорректировать традиционные представления о петрогеохимических и петрогенетических особенностях нижнедевонских магматитов региона.
В данном сообщении приводятся материалы, полученные в процессе ежегодного доизучения стратиграфических разрезов быскарской серии в контурах Ши-ринско-Марченгашского и Матарак-Шунетского участков - базовых мест проведения полевых учебных практик ТГУ [1]. Кроме того, использовались новейшие публикации, содержащие геохимическую информацию по этим и сопредельным территориям [2-4].
Геологические и геодинамические особенности вулканитов быскарской серии отражены в многочисленных публикациях, в том числе и в ряде монографических сводок [1, 5, 6], и хорошо известны специалистам. Именно поэтому ограничимся лишь самой необходимой информацией общего плана.
1. Нижнедевонские вулканиты с резким угловым и азимутальным несогласием перекрывают гетерогенный додевонский фундамент и, в свою очередь, перекрыты прибрежно-морскими карбонатными фациями живет-ского яруса среднего девона.
2. Раннедевонский возраст вулканогенно-осадочных пород надежно обоснован многочисленными находками проптеридофитовой (риниофитовой) ископаемой флоры.
3. Быскарские вулканиты в настоящее время рассматриваются в качестве продуктов рифтогенеза, проявившегося в тылу активной континентальной окраины Сибирского континента.
4. В количественном отношении доминируют ба-зальтоиды (> 50%) - производные трещинного и аре-
ального вулканизма. Более поздние дифференциаты -трахириодациты, трахириолиты, трахиты встречаются не во всех разрезах и являются продуктами извержений вулканов центрального типа.
Петрохимические особенности магматитов быскар-ской серии Ширинского ареала детально рассмотрены В.Л. Хомичевым на базе представительного количества химических анализов - базальтов (l9 анализов), трахи-базальтов (32), трахиандезитов (8), трахитов (43), тра-хириолитов (4l), субвулканических долеритов (l7). Все анализы покровной фации на TAS-диаграмме «ложатся в субщелочное поле на дугообразный тренд, начало которого отвечает трахибазальтам, а конец - трахирио-литам» [6. С. 70]. Затем следует и петрогенетический вывод: «... в течение всего времени формирования ши-ринской (быскарской) осадочно-вулканоген-ной серии из мантийного очага поступала магма одного трахиба-зальтового состава и в питающем вулканизм Ширин-ского ареала промежуточном очаге эволюционировала она в одном направлении - от трахибазальтов к трахи-андезитам и далее к трахитам и трахириолитам» [Там же. С. 75]. Следовательно, быскарские магматиты рассматриваются В.Л. Хомичевым в качестве непрерывно дифференцированной серии, возникшей из магмы одного состава.
Для оценки редкоземельно-редкоэлементного состава вулканитов нами были проанализированы образцы пород Ширинско-Марченгашского участка. Опробованы марченгашские базиты в средней и верхней части стратиграфического разреза (3 образца), долери-ты придорожной вулканогенно-осадочной толщи (l), трахиандезиты (2) и трахиты (2) нижнематаракской толщи, трахириодациты (l) и трахириолиты (l) субвулканических даек (табл. l). Все пробы тщательно отобраны из множества представительных образцов с обязательным просмотром прозрачных шлифов. Анализы выполнены методом ISP-MS в Томском госуниверсите-те в центре коллективного пользования «Аналитический центр геохимии природных систем» (АЦГПС).
На рис. l нанесены нормированные по отношению к стандартному хондриту (а) и к примитивной мантии (б) содержания редкоземельных (REE) и редких (R) элементов проанализированных пород.
l6l
Т а б л и ц а 1
Содержания редких (R) и редкоземельных (REE) элементов в представительных пробах вулканитов быскарской серии
нижнего девона Ширинско-Марченгашского участка, г/т
Элемент Базальтоиды Трахиандезиты Трахириолиты Трахиты
№ образца
3,17 3,13 11,9 381 320 321 295 6,36 283 293
Ti 7786 10856 10164 10897 6790 7039 706 574 3066 5780
Rb 39,61 45,88 22,18 30,01 11,16 7,22 117,7 208,3 54,93 32,68
Sr 1836 1194 765 1071 748 308 198 73 1042 443
Y 23,9 33,6 27,2 28,0 22,0 25,7 15,0 16,9 27,3 40,5
Zr 241,3 265,6 224,0 212,4 205,5 218,6 208,7 173,2 352,8 440,0
Nb 18,2 18,18 13,63 18,0 12,3 13,5 29,0 29,9 18,03 25,48
Ba 654 1185 390 594 223 132 733 141 1425 1265
Hf 4,78 5,45 4,51 4,40 4,73 5,03 5,65 4,90 7,54 10,06
Ta 0,70 0,68 0,53 1,06 0,83 0,84 2,98 2,64 1,12 1,55
Th 3,56 2,35 1,74 1,90 5,74 4,55 26,45 21,75 6,43 10,17
U 1,07 1,01 0,68 0,72 1,60 1,71 2,83 3,95 1,98 3,55
£ R 333,1 372,8 294,5 296,5 263,9 277,15 408,31 462,0 470,13 564,0
£(Sr+Ba) 2490 2379 1155 1665 971 440 931 214 2467 1708
La 41,36 40,17 28,85 34,50 29,99 40,22 43,72 51,48 53,39 64,76
Ce 85,34 87,07 65,14 74,10 55,49 78,34 85,54 97,70 109,91 136,21
Pr 9,44 10,85 8,11 9,13 6,47 7,91 6,86 7,31 10,74 13,14
Nd 35,38 43,60 33,23 36,37 24,31 35,86 17,97 24,92 44,17 47,17
Sm 6,38 8,58 6,68 7,07 4,63 6,45 2,40 3,64 7,63 9,33
Eu 1,90 2,46 2,06 2,14 0,51 1,28 0,37 0,13 2,12 1,86
Gd 5,54 7,79 6,09 6,44 4,17 5,52 1,80 2,67 5,99 7,83
Tb 0,83 1,18 0,92 0,93 0,68 0,85 0,37 0,47 0,89 1,19
Dy 4,53 6,72 5,43 5,64 4,00 4,82 2,25 2,61 4,85 6,92
Ho 0,93 1,35 1,10 1,09 0,87 1,02 0,55 0,59 1,02 1,50
Er 2,54 3,64 2,93 3,07 2,42 2,89 1,76 1,78 2,86 4,37
Tm 0,37 0,53 0,43 0,43 0,39 0,44 0,33 0,33 0,46 0,69
Yb 2,30 3,30 2,68 2,82 2,49 2,77 2,36 2,36 3,00 4,51
Lu 0,35 0,50 0,40 0,40 0,38 0,44 0,38 0,36 0,48 0,70
£ REE 197,2 217,7 164,1 184,1 136,80 188,81 166,66 196,35 247,51 300,18
Для базальтоидов на графиках распределения REE и мультиэлементных диаграммах фиксируются следующие особенности:
1. Крутой отрицательный наклон вариационных линий - (La/Yb)N = 8,3-9,5 при практическом отсутствии европиевого минимума (Eu/Eu*)N = 0,92-0,99.
2. Высокие значения суммы REE (главным образом за счет легких лантаноидов). Эти значения заметно превосходят таковые, установленные для девонских рифтогенных базитов Тувинского прогиба, Кропоткинского грабена, северо-западной Монголии [4] и тем более для базальтоидов иного возраста и геодинамиче-ского положения [8, 9]. Данный типоморфный признак, по нашему мнению, можно использовать в качестве дополнительного критерия для разграничения пространственно сближенных полей базальтоидов близкого петрографического облика, но не имеющих в настоящее время четкого геодинамического и возрастного статуса.
3. Близость микроэлементного состава к модельному эталону внутриплитных субщелочных базальтов (OIB), от которого изученные базиты отличаются пониженными концентрациями Th, Ti, Ta, Nb, Hf и повышенными - Rb, Ba, Sr. Эти особенности наглядно отражены на спайдер-диаграммах (рис. 1, б) в виде отчетливых минимумов и максимумов.
Для поздних дифференциатов намечаются следующие типоморфные признаки:
1. Сохраняются крутые отрицательные наклоны спектров: (La/Yb)N для трахиандезитов - 8,6-10,4; тра-хириодацитов - 13,3; трахириолитов - 15,6; трахитов -10,3-12,8.
2. Наблюдаются значительные отклонения вариационных линий от линии 01В, особенно заметные для трахириолитов, в меньшей степени - для трахитов.
3. Отмечаются глубокие европиевые минимумы (Еи/Еи*)Ы: для трахиандезитов (0,35-0,67), трахириода-цитов (0,17) и трахириолитов (0,13). Их спектры хорошо сопоставимы друг с другом и обнаруживают большое геохимическое сходство, выраженное в согласованном поведении положительных (ЫЬ, ТЪ, и) и отрицательных (Та, ЫЬ, Ва, Бг, Т) пиков на спайдер-диаграмме. Это, на наш взгляд, свидетельствует в пользу их принадлежности к единой комагматической серии дифференциатов.
4. Морфология вариационных линий трахитов иная - европиевая отрицательная аномалия слабо выражена - (Еи/Еи*)Ы = 0,67-0,95; более чем в два раза увеличено число положительных аномалий, превышающих нормы 01В за счет редких земель (в том числе тяжелых), ИГ, 7г, Ва, Бг, У. Все это демонстрирует отсутствие сходства между спектрами трахитов и спектрами дифференциатов иного состава.
Отметим, что спайдер-диаграммы «нацелены», в первую очередь, на выявление колебаний нормированных содержаний, при этом разница в концентрациях элементов сглаживается из-за процедуры нормализации к стандарту и применения логарифмической масштабной шкалы. Как видно из рис. 1, б, пучок линий анализов базитов (обр. 381, 3.13, 3.17 и 11.9) вполне согласованно колеблется в ту или иную сторону, но внутри пучка разница в абсолютных содержаниях снивелирована, хотя вариации суммарных абсолютных значений существенны, например для РЗЭ от
164 до 218 г/т, а для редких элементов (включая Sr и эта разница вполне ощутима и может служить источ-
Ва) - от 1450 до 2823 г/т (см. табл. 1). Вместе с тем на ником дополнительной петрогеохимической инфор-бинарных диаграммах с обычной масштабной шкалой мации.
Рис. 1. Спектры распределения редкоземельных элементов (а) и спайдер-диаграммы (б) для вулканических пород нижнего девона Ширинско-Марченгашского участка. Спектры РЗЭ нормированы по хондриту, мультиэлементные диаграммы - по примитивной мантии [7]. Номера обозначений соответствуют номерам в табл. 1. Породы: баз - субщелочной базальт, т/баз - трахибазальт, дол - долерит, тр/ан - трахиандезит, трд - трахириодацит, трл - трахириолит, тп - трахит плагиоклазовый, тщ - трахит щелочнополевошпатовый, ОІВ -
внутриплитные субщелочные базальты океанических островов [7]
В последние годы опубликованы интересные материалы, содержащие сведения о распределении пет-рогенных, редких и редкоземельных элементов в ба-зальтоидах быскарской серии Ширинско-Марченгашского, Матарак-Шунетского (10 анализов), Копьевского и Новоселовского (11 анализов) участков [2, 3], а также в девонских рифтогенных базитах сопредельных территорий [4]. По мнению авторов этих публикаций, основанному на анализе спайдер-диаграмм и ряда дивергентных схем, «положение на графиках точек состава базитов Минусинских грабенов предполагает, что в их образовании преобладает источник типа 01В при участии других источников, в том числе 1АВ» [4. С. 629]. Конкретно по Ширинско-Марчен-
гашскому и Матарак-Шунетскому участкам отмечено, что «базиты этих участков обладают близкими возрастными и вещественными параметрами, поэтому их следует относить к производным общего магматического источника. При его образовании происходит смешение расплавов, формирующихся одновременно над горячими точками мантии и в надсубдукционных условиях» [2. С. 76]. Эти выводы имеют геодинамиче-скую направленность, и их авторы стремятся дать обобщенную модель развития рифтогенного магматизма, пригодную для применения на обширных территориях Сибири.
Однако, по нашему мнению, некоторые важные петрогеохимические и петрогенетические детали не
попали в поле зрения этих исследователей и не нашли отражения в их взглядах.
Используя опубликованные табличные сведения [2. С. 74; 3. С. 95], а также оригинальные данные (см. табл. 1) нами сформирована генеральная выборка из 25 анализов с распределениями элементов-примесей в базитах вышеназванных участков. Петрогенные оксиды рассмотрены на основе 21 анализа из тех же табличных данных.
По соотношению ведущих петрогенных оксидов проанализированные базиты относятся к умеренно-глиноземистым (a' = 0,95-1,00), умеренно-титанистым (TiO2 от 1,05 до 1,96%), калиево-натриевым (4 > Na2O/K2O > 1) разновидностям. Содержание SiO2 варьирует от 46,35 до 51,98%, сумма щелочей - от 4,05 до 8,31%. По этим параметрам они отвечают породам субщелочного ряда.
Нами составлена бинарная диаграмма распределения элементов-примесей в координатах EREE-ER (рис. 2), на
Вариации содержаний £ REE, £ R и
которой вынесены фигуративные точки анализов бази-тов всех участков. Они группируются в контурах двух пространственно обособленных и четко очерченных автономных полей (Б-1 и Б-2) с разными концентрациями элементов-примесей. Поля не перекрываются, несмотря на ощутимые вариации в абсолютных содержаниях REE и редких элементов в частных анализах. Численные параметры полей Б-1 и Б-2 приведены в табл. 2. На графике в координатах EREE - Е (Sr+Ba) (рис. 3, табл. 2) также наблюдается пространственная обособленность двух полей - с низким содержанием Е (Sr+Ba) (Б-1) и с повышенным (Б-2). При этом 4 точки оказались за пределами выделенных полей, причем в 2 из них зафиксированы аномальные содержания этих компонентов (до 5733 г/т). Это, возможно, связано с поздним дополнительным заполнением пор и пустот этих базитов поствулканическими гидротермальными барий- и стронцийсодержащими минеральными фазами.
Т а б л и ц а 2
(Sr+Ba) в базитах полей Б-1 и Б-2, г/т
Поле I REE I R I (Sr+Ba)
150-205 184-333 878-2 861
Б-1 174 263 1 547
210-292 347-486 1 541-3 036
Б-2 240 381 2 335
Примечание. В числителе - интервалы колебаний, в знаменателе - средние значения. Использованы данные по 25 анализам: 16 - для поля Б-1; 9 - для поля Б-2 из опубликованных [2, 3] и оригинальных (см. табл. 1) источников.
Рис. 2. Соотношение редкоземельных и редких элементов в вулканических породах нижнего девона юго-западной части Чебаково-Балахтинской впадины в координатах £КЕЕ-£К: 1 - базальтоиды покровной фации;
2 - субвулканические долериты; 3 - нерасчлененные базальтоиды; 4 - трахириодацит; 5 - трахириолит; 6 - трахит плагиоклазовый;
7- трахит щелочнополевошпатовый; 8, 9- поля вариаций точек составов базитов: 8- с пониженными (Б-1), 9- с высокими (Б-2) концентрациями £ИЕЕ и £И; 10-14 - средние редкоземельно-редкоэлементные составы: 10 - базитов поля Б-1, 11 - базитов поля Б-2, 12 - трахиандезитов, 13 - трахириодацитов и трахириолитов, 14 - трахитов; 15, 16 - тренды геохимической эволюции поздних дифференциатов: 15 - для генетически связанных с полем Б-1, 16 - для генетически связанных с полем Б-2.
£ИЕЕ - сумма редкоземельных элементов лантаноидной группы; - сумма редких элементов (КЪ+У+2г+^+Н+Та+ТИ+и)
Сопоставление двух диаграмм (рис. 2, 3) показало, что практически все субвулканические долериты (8 из 9 анализов) локализуются в поле Б-1 и содержат низкие суммарные концентрации элементов-примесей, в том числе и Sr+Ba. Эти признаки, по нашему мнению, можно использовать как дополнительные при диагно-
стике вулканитов различных фаций глубинности, тем более что существуют серьезные разногласия в оценке количественных соотношений долеритов и покровных вулканитов, вплоть до почти полного отрицания наличия лавовых покровов в таких свитах, как марченгаш-ская, тонская и др. [10].
1---------------------г
150 200 250 300
Рис. 3. Соотношение £REE и £(Sr+Ba) в разнотипных базальтоидах нижнего девона:
1 - базальтоиды покровной фации; 2 - субвулканические долериты; 3 - нерасчлененные базальтоиды;
4, 5- средние составы базитов: 4- для поля Б-1; 5- для поля Б-2; 6, 7- поля вариаций точек состава базитов: 6- с пониженными (Б-1)
и 7 - с высокими (Б-2) концентрациями £REE и £(Sr+Ba)
Нами рассчитаны нормативные и модальные составы базальтоидов полей Б-1 и Б-2. Все частные анализы базитов содержат то или иное количество нормативного нефелина. Для поля Б-1 среднее содержание № едва ощутимо (2,3%), в поле Б-2 его средняя концентрация оценивается в 4,8% (табл. 3), что вплотную приближается к пятипроцентному барьеру, разделяющему щелочные оливиновые базальты от базанитоидов [11]. Особую группу составляют 4 анализа с геохимическими характеристиками поля Б-1, но с аномальными содержаниями нормативного № (до 8,0%). Это субвулканические долериты (силлы) окрестностей г. Кузьме на Матарак-Шунетском участке, известные в литературе как анальцимовые долериты [1]. В них анальцим в очень незначительных количествах выполняет мель-чайщие интерстициальные поры среди микролитов плагиоклаза основной массы в парагенезисе с цеолитами и пренитом, что косвенно указывает на его вторичное гидротермальное происхождение.
Судя по средним химическим составам, базальтоиды полей Б-1 и Б-2 не идентичны и отличаются, глав-
ным образом, по сумме щелочей и по разным содержаниям К2О, MgO и СаО, что в конечном счете сказалось на их нормативных составах (см. табл. 3).
На модифицированной ТАБ-диаграмме [12. С. 288] средний химический состав базитов Б-1 располагается почти в центре стандартного поля «субщелочных базальтов и долеритов», а базитов Б-2 - на периферии поля «калиево-натриевых трахибазальтов».
В табл. 4, 5 помещены расчетные средние содержания редких и редкоземельных элементов в базитах Б-1 и Б-2, а также в более поздних дифференциатах - тра-хиандезитах, трахириодацитах, трахириолитах и трахитах.
Внимательный анализ всех вышеизложенных материалов позволяет сформулировать ряд положений, касающихся различий в петрогеохимических спектрах базальтоидов и наметить пути их дальнейшей эволюции.
Итак, базиты выделенных нами полей отчетливо различимы по ряду ведущих признаков:
- по среднему содержанию нормативного нефелина - 2,3% (в поле Б-1) и 4,8% (в поле Б-2);
- суммарному уровню концентрации редкоземельных и редких элементов - относительно низкому (Б-1) и повышенному (Б-2);
- различным количественным соотношениям одноименных микроэлементов, концентрация которых практически всегда выше в базитах поля Б-2;
- содержанию суммы стронция и бария - минимальной в поле Б-1 и максимальной в Б-2.
Средние химические и нормативные сос
Все это не позволяет рассматривать базиты полей Б-1 и Б-2 в качестве генетически идентичных объектов и дает основание высказать предположение о том, что их формирование могло быть связано с разными магматическими источниками, действующими одновременно, но различающимися по уровню щелочности и по количественному набору редких и редкоземельных элементов.
Т а б л и ц а 3
{ы базальтоидов полей Б-1 и Б-2, мас. %
Компонент Б-1 (9) Б-2 (8) Нормативные минералы Б-1 (9) Б-2 (8)
Б102 47,47 48,60 0г 6,68 9,46
Т102 1,28 1,57 АЬ 25,69 29,88
А12О3 16,85 16,61 Ап 26,98 20,03
Ре203 1,51 1,34 N6 2,27 4,82
РеО 8,69 8,96 Б1 12,04 10,65
Мп0 0,17 0,17 01 17,78 15,97
М80 6,77 5,59 Мг 2,08 1,85
Са0 9,12 7,44 11 2,43 3,03
№20 3,55 4,55 Ар 1,35 1,68
К20 1,15 1,57 Прочие 2,93 3,03
Р205 0,48 0,70 Сумма 100,23 100,40
ппп 2,93 3,03 Ап*100 51 41
Сумма 99,97 100,13 АЬ+Ап
Примечание. Использованы данные из опубликованных работ [2, 3]. Отношение Рв203/ (Ре203 + Ре0) принято как 0,15. В скобках число учтенных анализов. При расчетах модальных и нормативных составов базитов поля Б-1 из выборки в 13 анализов исключены 4 анализа анальцимо-вых долеритов окрестностей г. Кузьме Матарак-Шунетского участка.
Т а б л и ц а 4
Средние содержания редкоземельных и редких элементов в базальтоидах полей Б-1 и Б-2, г/т
Редкоземельные элементы Редкие элементы
Элемент Б-1 (16) Б-2 (9) Элемент Б-1 (16) Б-2 (9)
Ьа 31,79 45,60 га> 17,68 22,27
Се 70,48 99,86 Бг 1006,0 1185,0
Рг 8,23 11,52 У 25,49 28,90
Ш 34,68 44,12 гг 198,42 298,73
Бт 6,82 9,30 № 12,84 19,08
Ей 2,10 2,72 Ва 796,6 1150,4
са 6,36 8,56 3,99 5,09
ТЬ 0,82 1,17 Та 0,70 1,06
Оу 5,23 6,84 ТИ 2,59 3,76
Но 1,03 1,34 и 1,22 1,75
Ег 2,94 3,90 £ К 262,93 380,64
Тт 0,41 0,54 £ (8г+Ба) 1547 2335
УЬ 2,67 3,48
Ьи 0,41 0,53
£ КЕЕ 173,97 239,48
Примечание. При расчетах использованы опубликованные [2, 3] и авторские (см. табл. 1) анализы. 2 (Бг+Ва) подсчитана без четырех аномальных проб (см. рис. 3). В скобках - число анализов.
Т а б л и ц а 5
Средние содержания редкоземельных и редких элементов в дифференциатах кислого и среднего составов, г/т
Редкоземельные элементы Редкие элементы
Элемент Трахиандезиты Трахириолиты Трахиты Элемент Трахиандезиты Трахириолиты Трахиты
Ьа 35,11 47,60 59,08 га> 9,19 163,0 43,81
Се 66,92 91,62 123,06 Бг 528,0 135,5 742,50
Рг 7,19 7,10 11,94 У 23,85 15,90 33,90
Ш 30,09 21,45 45,67 гг 212,05 191,0 396,40
Бт 5,54 3,02 8,48 № 12,90 29,45 21,76
Еи 0,90 0,25 1,99 Ва 177,50 437,0 1345,0
са 4,85 2,24 6,91 4,88 5,28 8,80
ТЬ 0,77 0,42 1,04 Та 0,83 2,81 1,34
Оу 4,41 2,43 5,89 ТИ 5,15 24,10 8,30
Но 0,95 0,57 1,26 и 1,66 3,40 2,77
Ег 2,66 1,77 3,62 £ К 270,51 434,94 517,08
Тт 0,42 0,33 0,58 £ (8г+Ба) 705,5 572,5 2087,5
УЬ 2,63 2,36 3,76
Ьи 0,41 0,37 0,59
£ КЕЕ 162,85 181,53 273,87
Примечание. Использованы авторские данные (см. табл. 1).
Представляется возможным, используя данные табл. 1, проследить дальнейшую эволюцию разнотипных базальтоидных расплавов. Для этого на рис. 2 нанесены геохимические параметры базитовых дифференциатов -трахиандезитов, трахириодацитов, трахириолитов и трахитов. Наметились две тенденции, графически выраженные в виде двух пространственно разобщенных эволюционных линий (трендов). Каждый из выделенных трендов обладает своими индивидуальными особенностями.
Ометим главные из них.
1. Уровень накопления редкоземельных элементов строго контролируется принадлежностью дифференци-атов к той или иной ветви эволюции. Так, численные характеристики суммы REE в трахиандезитах и трахи-риолитах не выходят за рамки коридора значений ZREE, характерного для базитов поля Б-1 (150205 г/т), плагиотрахиты и трахиты также вполне «вписаны» в интервал вариаций содержаний REE для поля Б-2 (210-292 г/т) (см. табл. 2, рис. 2). При этом количество REE в конечных дифференциатах (трахитах и тра-хириолитах) увеличивается несущественно по отношению к стандартным средним показателям родственных полей за счет некоторого накопления La и Ce (оба поля) и тяжелых лантаноидов - поле Б-2 (см. табл. 4, 5).
2. Сумма редких элементов в конечных дифференциатах поля Б-1 достигает 462 г/т, но она значительно выше в производных поля Б-2 - 564 г/т, что находится в полном соответствии с первоначальным уровнем накопления редких элементов в родственных полях (см. табл. 1, рис. 2).
3. Качественный и количественный составы элементов в конечных дифференциатах неодинаковы -трахириолиты сформированы при ведущей роли Rb, Th, Ta, U, Nb; трахиты - Th, Hf, Zr и Rb (табл. 4, 5), что указывает на отсутствие признаков явно выраженного геохимического сходства этих пород.
4. Принципиально различно и поведение суммы Бг+Ва в трахириолитах и трахитах. В первом случае происходит резкий «сброс» этих компонентов от 1 547 г/т для поля Б-1 до 214 г/т для трахириолитов, во втором - уровень накопления сохранен - до 2 467 г/т для трахитов против 2 335 г/т для базитов поля Б-2 (см. табл. 1, 4).
Таким образом, дифференциаты двух трендов эволюции сохраняют геохимические метки своих материнских источников, но вполне различимы не только по вышеперечисленным признакам, но и по различному поведению вариационных линий вулканитов кислого и среднего составов на графиках нормированных распределений редких и редкоземельных элементов (см. рис. 1).
Все это свидетельствует в пользу предположения о том, что эволюция разнотипных базальтоидных расплавов в промежуточных и периферических магматических очагах в конечном итоге может привести к появлению двух сближенных во времени и совмещенных в пространстве бимодальных ассоциаций базальт-трахириолитового и трахибазальт-трахи-тового составов, количественные соотношения которых могут варьировать в довольно широких пределах, вплоть до полного отсутствия отдельных членов ассоциаций в конкретных стратиграфических разрезах.
В заключение отметим, что, по мнению авторов, даже очень тонкие первоначальные различия в содержании петрогенных, редких и редкоземельных элементов, закодированные в виде слабых информационных сигналов, вполне могут привести к трансформации родоначальных расплавов и к появлению разнотипных эволюционных трендов, далеко не всегда распознаваемых при стандартных подходах к интерпретации фактических материалов.
ЛИТЕРАТУРА
1. Геология и минерагения Северной Хакасии. Путеводитель по учебному полигону вузов Сибири / В.П. Парначев, Б.Д. Васильев, И.И. Коптев
и др. Томск : Изд-во Том. политехн. ун-та, 2007. 236 с.
2. Воронцов А А, Федосеев Г.С. Условия формирования девонских базальтов и долеритов Шира-Шунетского района Минусинского прогиба //
Известия Томского политехнического университета. 2012. Т. 320. С. 71-76.
3. Воронцов АА, Федосеев Г.С. Геохимические и Sr-Nd изотопные характеристики девонских базитов Копьевского и Новоселовского подня-
тий северной части Минусинского прогиба // Известия Томского политехнического университета. 2010. Т. 317, № 1. С. 92-97.
4. Воронцов АА, Ярмолюк ВВ., Федосеев Г.С. и др. Изотопно-геохимическая зональность девонского магматизма Алтае-Саянской рифтовой
области: состав и геодинамическая природа мантийных источников // Петрология. 2010. Т. 18, № 6. С. 621-634.
5. Лучицкий ИВ. Вулканизм и тектоника девонских впадин Минусинского межгорного прогиба. М. : Изд-во АН СССР, 1960. 276 с.
6. Хомичев В Л, Единцев Е.С., Косоруков А.П. Эталон ширинского (быскарского) трахит-трахибазальтового комплекса (Минусинский межгор-
ный прогиб). Новосибирск : СНИИГГиМС, 2008. 278 с.
7. Sun S.S., McDonough W.F. Chemical and isotopic systematic of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes / еds.
A.D. Saunders, M.J. Norry // Magmatism in the oceanic basins: Geol. Soc. Spec. Publ. 1989. №. 42. P. 313-345.
8. Бабин ГА, Крук НН. Петротипы каечакского базальтового, садринского плагиодацит-андезит-базальтового и атлинского андезибазальт-
базальтового комплексов раннего кембрия (Горная Шория, северо-восточная часть Горного Алтая). Новосибирск : СНИИГГиМС, 2011. 80 с.
9. Зыбин ВА. Петротип каимского базальтового комплекса раннего кембрия (Горный Алтай). Новосибирск : СНИИГГиМС, 2012. 116 с.
10. Федосеев Г.С, Краснов ВИ, Ратанов Л.С. Интрузивные комплексы в быскарской осадочно-вулканогенной серии Минусинского межгорного прогиба // Формационный анализ в геологических исследованиях : материалы науч.-практ. конф. Томск : Изд-во Том. ун-та, 2002. С. 106-108.
11. Иодер Г.С., Тилли К.Э. Происхождение базальтовых магм. М. : Мир, 1965. 248 с.
12. Магматические горные породы / под ред. О.А. Богатикова. М. : Наука, 1983. Т. 1. 367 с.
Статья представлена научной редакцией «Науки о Земле» 28 января 2013 г.
