Петрохимия позднеордовикских - раннедевонских базальтоидов южной части тагильской зоны среднего урала.
(по данным Уральской сверхглубокой скважины и околоскважинного пространства)

Глава 5. Петрология и тектоническая обстановка формирования раннепалеозойских базальтоидов тагильской структуры

5.1. Особенности формирования магм в современных островных дугах и континентальных рифтах.

Изотопно-геохимические особенности базальтов современных ОД и КР зависят от природы их мантийных и коровых источников. Магмы КР образуются из литосферной мантии, обогащенной веществом мантийного плюма (источника того же типа, что и вулканитов океанических островов), в плавление может вовлекаться и рециклинговая (переработанная) литосферная мантия, близкая к мантии MORB (Baker et al., 1996; Pik et al., 1999). Источником магм ОД рассматривается деплетированная, близкая к источнику MORB, мантия, в различной степени обогащенная флюидами и частичными выплавками из гидротермально измененной субдуцируемой океанической коры и осадков (Brenan et al., 1995 и др.). Контаминация расплавов коровым веществом в КР возможна на уровне нижней и верхней коры, в ОД вероятность участия верхней коры в контаминации расплавов рассматривается лишь для окраинно-континентальных обстановок (Stern, Kilian, 1996 и др.).

Для распознания участия и оценки вклада каждого из источников вещества в работе были использованы отношения некогерентных элементов с контрастным поведением в процессах частичного плавления с участием водного флюида (над зонами субдукции) и бедных водным флюидом мантийных перидотитов (рифты). Существующие различия между мантийной и коровой составляющими источников вещества для базальтов современных ОД и КР позволяют построить определение генезиса исследуемых базальтоидов на их сравнении. При петрогенетических реконструкциях дополнительно привлекались имеющиеся изотопно-геохимические данные.

Для сравнения в работе использованы данные по базальтам современных ОД и КР (GEOROC, http://georoc.mpch-mainz.gwdg.de/georoc). Базальты КР представлены олигоценовыми субщелочными и нормально-щелочными толеитовыми базальтами эфиопского и йеменского рифтов <переходной> серии предрифтовой стадии, и собственно рифтовыми нормально-щелочными, близкими к океаническим, толеитами четвертичного возраста Красноморского рифта. Не рассматриваются базальты КР повышенной щелочности (этапа рассеянного ареального рифтинга с минимальным растяжением коры), поскольку подобные им не встречаются среди исследуемых вулканитов (O₃-D₁) Тагильской структуры. По условиям генерации наиболее сильно отличаются от базальтов КР базальты внутриокеанических ОД; считается, что они сформировались без участия или влияния континентальной литосферной мантии и коры континентального типа. Их представляют олигоцен-миоценовые толеиты Марианской дуги и центральной и восточной части окраинно-морской Алеутской дуги. Известково-щелочная и субщелочная (шошонитовая) серии представлены плиоцен - голоценовыми базальтоидами Центральной Камчатки и кайнозойскими базальтами ЮЗ-СВ тыловых зон дуги Хонсю. Рассматриваются также субщелочные K-Na базальты тыловых зон Центральной Камчатки и дуги Хонсю, генерация которых связана с формированием обогащенных компонентом OIB мантийных источников под Центрально-Камчатской депрессией (Churikova et al., 2001) и под бассейном Японского моря (Nakamura et al., 1989, 1990 и др.).

5.2. Изотопно-геохимические данные о роли мантийной и коровой составляющих источников плавления раннепалеозойских базальтоидов.

Единичные Sm-Nd изотопные данные для базальтоидов разных возрастных уровней южной части Тагильской структуры указывают на близкие по изотопно-геохимическим характеристикам деплетированные источники мантийных магм: именновский и павдинский комплексы - εNd=6,8-8,1; кабанский комплекс - εNd=9,7 (Розен и др., 1999; Н.А. Румянцева, неопубликованные данные).

Первичный изотопный состав Sr в базальтоидах и в кислых породах укладывается в узкий интервал: базальтоиды верхнекабанского 0,703648-0,704479, павдинского 0,703865-0,704517, именновского 0,703743-0,704666 и гороблагодатского 0,703873-0,704781 комплексов; плагиодациты кабанского 0,704268-0,704308 и дациты 0,70421 гороблагодатского комплексов (Бубнов и др., 2001).

Некоторое возрастание радиогенного Sr относительно базальтов СОХ, по мнению О.М. Розена (Покровский и др., 1996; Розен и др., 1999), могло произойти при изотопном обмене между породой и океанической водой. Кроме того, увеличение ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr отношения может объясняться добавлением океанических осадков в мантийный источник.

Приведенные данные показывают, что источником вещества для раннепалеозойских вулканитов (O₃-S_1-2) могла являться обедненная верхняя мантия и кора океанического типа; участие древней континентальной коры в их формировании не фиксируется.

5.3. Оценка мантийной и природа коровой составляющих источника плавления раннепалеозойских базальтоидов.
основывается на том, что, несмотря на то, что исходные магмы, как правило, изменяются в отношении главных компонентов и когерентных элементов в результате более поздних процессов дифференциации и смешения расплавов, отношения элементов-примесей в них сохраняются (Tatsumi, 1991), а их содержания контролируются составом мантийного источника, степенью частичного плавления и коэффициентами распределения K_Dминерал/расплав (Хендерсон, 1985).

Оценить мантийную составляющую для исследуемых базальтоидов позволяют ВЗЭ и ТРЗЭ, так как основным источником этих элементов остаются перидотиты мантийного клина. В базальтоидах Тагильской структуры наблюдается прямая зависимость между Nb/Ta и Zr/Hf; Nb/Ta и Th/Yb; Nb/Ta и La/Yb (рис. 3). Такая зависимость не характерна для рифтов, где, как и в океанических базальтах, корреляция отсутствует. В тоже время, подобной прямой корреляцией связаны отношения этих элементов в базальтах островных дуг.

В базальтах СОХ и ОО, по средним оценкам, отношения Nb/Ta ~17,7 и Zr/Hf=36-37 близки к хондритовым (рис. 3а). Отношение Zr/Hf в базальтах ОД и КР одинаково возрастает в породах с повышенной щелочностью (при снижении степени плавления и обогащении источника). Отношение Nb/Ta в базальтах Эфиопского и Красноморского рифтов (в среднем ~16-19) изменяется в пределах вариаций, установленных (Kamber, Collerson, 2000) для океанических базальтов (~15-19): Nb и Ta не фракционируют при плавлении источника с крайне низким содержанием воды (КР, СОХ, ОО) даже при различной степени плавления. В раннепалеозойских базальтоидах, как и в базальтах ОД (Марианской, Хонсю и Центральной Камчатки), Nb/Ta отношение возрастает от толеитовых и известково-щелочных разностей к субщелочным.

Объяснить значительные вариации Nb/Ta в островодужных вулканитах позволяют особенности островодужного мантийного источника, взаимодействующего с субдукционным компонентом, в составе которого в различных пропорциях могут присутствовать водный флюид и расплав (Munker, 1998; Kent, Elliott, 2002). Различия во фракционировании Nb и Ta в расплав и во флюид установлены для рутила, основного концентратора этих элементов: D_Nb/D_Ta рутил/расплав < 1; D_Nb/D_Ta рутил/флюид > 1 (Munker, 1998). Предшествующее плавлению взаимодействие мантийного субстрата с субдукционным компонентом, равновесным с рутил-содержащей эклогитовой ассоциацией, приведет к изменению отношений этих элементов в источнике. Низкие Nb/Ta отношения указывают на преобладание в субдукционном компоненте водного флюида, высокие Nb/Ta отношения - на преобладание расплава.

Очевидно, что высокие относительно хондритового отношения Nb/Ta (18,7-24,5) в базальтоидах S_1-2-D₁: именновского, гороблагодатского и туринского комплексов следует связывать с метасоматизирующим воздействием расплава на источник плавления. В базальтоидах O₃-S₁: кабанского и красноуральского, павдинского и липовского комплексов отношения Nb/Ta (16,1-18,0) остаются в пределах вариаций для базальтов СОХ. Однако наблюдаемые в них низкие содержания ВЗЭ и Th/Yb и La/Yb отношения относительно базальтов S_1-2-D₁ (рис.3б, 3в) указывают на возрастание степени плавления в присутствии водного флюида в источнике.

Таким образом, характер отношений между Nb/Ta и Zr/Hf, Th/Yb, La/Yb в раннепалеозойских базальтоидах свидетельствует о их формировании из мантийного источника островодужного типа. Первичные расплавы базальтоидов (O₃-S₁) формировались при высокой степени плавления мантийного субстрата в присутствии водного флюида. Метаморфизующая роль водного флюида снижалась, а частичного расплава возрастала в формировании мантийного субстрата базальтоидов (S_1-2-D₁); их первичные расплавы возникли приболее низкой степени плавления.

Состав мантийного источника раннепалеозойских базальтоидов, если использовать для его оценки Ta/Yb отношение (рис. 4), изменялся от деплетированного для толеитовых и высокомагнезиальных известково-щелочных базальтоидов (O₃-S₁) до обогащенного для шошонитов (S₂-D₁). В такой же последовательности снижалась степень плавления, что согласуется и с взаимным изменением Nb/Ta и Th/Yb, La/Yb отношений. На диаграмме Th/Yb-Ta/Yb (Pearce, 1983) раннепалеозойские базальтоиды располагаются в поле базальтов ОД: наряду с дефицитом Ta/Yb они на порядок обогащены Th/Ta (Th/Ta~7-30), как и базальты ОД (Th/Ta~5-30) относительно базальтов СОХ и КР (Th/Ta~1).

Обогащение островодужной мантии Th связано с дополнительным его поступлением за счет субдуцируемых осадков (Pearce, 1983; Тейлор, Мак-Леннан, 1988; Фор, 1989). Поэтому, обогащение Th/Ta раннепалеозойских базальтоидов свидетельствует о субдукционной природе корового вещества, принимавшего участие в их генезисе. Участие компонента типа OIB в их образовании не фиксируется. Это показано на примере субщелочных K-Na базальтов дуги Хонсю и Центральной Камчатки, которые, в отличие от шошонитов этих дуг характеризуются низкими Th/Ta~1 и высокими Ta/Yb отношениями, характерными для внутриплитных базальтов (рис. 4). Формирование субщелочных K-Na базальтов связывают с внутридуговым или задуговым рифтингом, из внутриплитного мантийного источника, обогащенного компонентом OIB (Nakamura et al., 1989, 1990; Churikova et al., 2001).

Раннепалеозойские базальтоиды, как и базальты островных дуг, обогащены легкоподвижными элементами и характеризуются высокими отношениями Ba/Nb=9-86, Sr/Nb=75-265, Pb/Y=0,1-0,3 относительно базальтов СОХ (2,7; 38; 0,01, соответственно) и континентальных рифтов (5-27; 10-55; 0,07-0,4, соответственно).

Вещество, за счет которого подвижные элементы могли поступать в мантийный источник, - это флюиды, отделяющиеся при дегидратации осадков (обогащены B, Pb, Cs, Rb, Ba) и измененных базальтов (обогащены Be, Sr, Ba, Pb), и расплавы, возникающие при плавлении осадков (обогащены Th, U, Zr и ЛРЗЭ) и при небольших степенях плавления базальтов (обогащены Nb) (Brenan et al., 1995 и др.).

Для оценки количества флюидного компонента, который мог поступить в мантийный источник, проведены расчеты содержания Th и Nb в расплавах из метасоматизированных флюидами перидотитов при различной степени плавления по модели (Brenan et. al., 1995) (рис. 5). Исследуемые базальтоиды, как и базальты ОД, характеризуются низкими Nb/Th (~1-5) отношениями, которые отличают их от базальтов СОХ (Nb/Th~15-20) и КР (Nb/Th~10-15). В принятой для расчета модели использовано установленное различие коэффициентов распределения Nb и Th во флюид для рутила: D_Nb/D_Th рутил/флюид > 100. Взаимодействие флюида, равновесного с эклогитовой минеральной ассоциацией, содержащей рутил, с перидотитами мантийного клина приведет к снижению Nb/Th отношения в источнике. Флюиды, равновесные с минеральной ассоциацией в отсутствии рутила, в зависимости от степени плавления формируют мантийный источник, близкий к MORB или OIB.

Расчеты показывают, что при плавлении перидотитов, метасоматизированных флюидами (в количестве 10-20%), равновесными с рутил-содержащей эклогитовой минеральной ассоциацией, расплавы обогащаются Th при Nb~=const. Считается (Taylor, McLennan, 1985), что количество флюида может быть более низким (~2-5%), если его состав формируется не только за счет базальтов, но и за счет осадков океанической плиты. Расчетная степень плавления для базальтоидов (O₃-S₁) с низким содержанием Nb (< N-MORB) (кабанского и красноуральского, павдинского и липовского комплексов) составляет~20%; для базальтоидов (S_1-2-D₁) с более высоким содержанием Nb (≥N-MORB) (именновского и гороблагодатского, и туринского комплексов) степень плавления снижается до 10% и 5%, соответственно. Снижение степени плавления согласуется с возрастанием Th/Yb, La/Yb отношений в том же порядке, что соответствует их изменению с удалением от фронта в современных ОД. Таким образом, источником базальтоидов (O₃-D₁) Тагильской структуры являлась деплетированная верхняя мантия, сходная с современной островодужной мантией, и кора океанического типа. Геохимические особенности базальтоидов объясняются формированием их расплавов из этого мантийного источника в присутствии водных флюидов.

5.4. Палеогеодинамическая обстановка формирования раннепалеозойских базальтоидов Тагильской структуры
может быть идентифицирована как островодужная, при условии, что петрохимическую зональность этой структуры можно сопоставить с зональностью современных островных дуг. Современная структура Тагильской зоны имеет сложное, ленточно-блоковое строение и высокую мощность коры (на Среднем Урале 44-45 км); большинство исследователей относит ее к коллизионному типу и признает участие надвиговой тектоники в ее формировании (Штрейс, 1951; Пейве и др., 1977; Соколов, 1992 и др.). Тем не менее, о последовательном залегании вулканогенных образований внутри крупных тектонических блоков свидетельствуют фаунистические датировки осадков (Иванов, 1998, 2004), изотопные датировки магматических пород (Бубнов и др., 2001; Попов и др., 2003), пространственная упорядоченность вулканических образований, характерная для современных островодужных обстановок (Язева, Бочкарев, 1995). Следовательно, можно полагать, что наблюдаемые во времени изменения состава и геохимических особенностей базальтоидов соответствуют поперечной зональности раннепалеозойской структуры. Однако поперечная зональность в Тагильской структуре имеет бивергентный характер. На широте Уральской СГ-4 в западной и в восточной части структуры залегают одновозрастные вулканические образования: нижнекабанские (O₃) вулканиты на западе и на востоке, павдинские (S₁) на западе и липовские (S₁) на востоке (рис. 1). Одновозрастные вулканические образования являются фациальными и формационными аналогами, одновозрастные базальтоиды запада и востока близки по составу и геохимическим особенностям. Поскольку севернее СГ-4 (~75-100 км), на широте п. Павда, павдинские вулканиты залегают единой полосой, не следует исключать, что одновозрастные вулканиты формировались в пределах единого вулканического фронта, разделены же были впоследствии тектонически. Современным примером является Курильская дуга, в которой четвертичные андезиты встречаются в двух параллельных грядах вулканов, в пределах единого вулканического фронта выделены фронтальная и тыловая зоны излияния магм одного формационного типа (Авдейко, 1994; Авдейко, Палуева, 2003).

Сопоставление базальтоидов одновозрастных комплексов западной и восточной зон Тагильской структуры.

Степень дифференциации расплавов выше на западе, поскольку здесь базальтоиды и ранние генерации клинопироксенов имеют меньшую магнезиальность, чем на востоке (рис. 6). Поскольку формирование более дифференцированных расплавов во фронтальной зоне вулканического фронта Курильской дуги связывают с более высокой мощностью островодужной коры (Bindeman, Bailey, 1999), полагаем, что на западе Тагильской структуры (в современных координатах) базальтоиды формировались во фронтальной зоне вулканического фронта.

Глубина формирования расплавов и степень частичного плавления. Базальты (O₃) запада и востока характеризуются одинаково низкими содержаниями тугоплавких и редкоземельных элементов, не различаются по Ni/Co, Ta/Yb и La/Yb отношениям (рис. 7). Это указывает на то, что их первичные расплавы возникли при высокой степени плавления из близкого по составу источника. В базальтоидах (S₁) на востоке ниже содержания ТРЗЭ, в среднем, возрастает Ni/Co отношение и снижается La/Yb. Очевидно, что первичные расплавы базальтоидов (S₁) на востоке находились в равновесии с глубинным, содержащим гранат, мантийным субстратом. Таким образом, тыловая зона вулканического фронта отчетливо реконструируется для базальтоидов (S₁) на востоке по возрастанию глубины плавления. В базальтоидах (S₁) на западе наблюдается снижение среднего Ta/Yb отношения, что можно связать с увеличением степени плавления в присутствии водного флюида во фронтальной зоне.

О степени воздействия флюида можно судить по обогащению вулканитов КИЛЭ. На западе структуры одновозрастные базальтоиды характеризуются, в среднем, более высокими отношениями КИЛЭ/ВЗЭ. Поскольку легкоподвижными элементами, поступающими в мантийный источник с водными флюидами, обогащаются магматические расплавы фронтальных зон ОД (Bebout et al., 1999), фронтальная зона вулканического фронта реконструируется на западе структуры.

Таким образом, петрохимическая зональность в Тагильской структуре имеет сложную картину, однако в соответсвии с зональностью, наблюдаемой в современных островных дугах, позволяет идентифицировать западную часть структуры (в современных координатах) как фронтальную, а восточную часть как тыловую зоны вулканического фронта палеодуги.

Поперечная латеральная зональность в Тагильской структуре с запада на восток проявляется в том, что толеитовые базальтоиды сменяются известково-щелочными и калиевыми субщелочными. Подобная зональность в островных дугах связывается с закономерными изменениями условий генерации и эволюции магм с удалением от фронта (Kuno, 1966; Whitford, 1975; Tatsumi, 1991).

В базальтоидах ранних (O₃-S₁) и поздних (S_1-2-D₁) вулканических ассоциаций наблюдаются отчетливые вариации содержаний основных компонентов и элементов-примесей. С запада на восток в базальтоидах возрастает общая щелочность, железистость, содержание P₂O₅, КИЛЭ, ЛРЗЭ и степень их фракционирования (La/Yb), Zr и др. ВЗЭ (рис. 8). Аналогичные изменения в базальтах ОД объясняются возрастанием глубины очага и снижением степени плавления, изменением состава источника от деплетированного к обогащенному.

Состав мантийного источника, как можно предположить по содержанию и степени фракционирования РЗЭ в клинопироксенах (рис. 9) и в базальтоидах, изменялся от деплетированного шпинелевого лерцолита или шпинелевого гарцбургита (толеиты O₃) к амфибол-шпинелевому лерцолиту (известково-щелочные базальтоиды O₃-S_1-2), и к метасоматизированному перидотиту, содержащему слюду и амфибол (шошониты S₂-D₁). Источником известково-щелочных высокомагнезиальных базальтоидов (S₁) на востоке мог являться гранатовый лерцолит.

Метасоматическое обогащение мантийного субстрата базальтоидов Тагильской структуры с запада на восток прослеживается так же по возрастанию в них ЛРЗЭ и Th относительно КИЛЭ и Pb. Подобная зональность наблюдается в островных дугах с удалением от фронта, она возникает при снижении в составе субдукционного компонента, метасоматизирующего мантийный субстрат, доли флюида и увеличении доли расплава (Kent, Elliott, 2002 и др.). С запада на восток в раннепалеозойских базальтоидах снижаются Pb/Ce и Ba/Th отношения, за исключением субщелочных разностей в тыловой зоне, где нивелирование отношений связано с плавлением более глубинного субстрата (рис. 10).

Таким образом, в пространственном расположении базальтоидов с запада на восток Тагильской зоны наблюдается поперечная петрохимическая зональность, свойственная островным дугам. Состав базальтоидов изменялся с преобразованием состава источника от деплетированного к обогащенному и обеднению его водным флюидом, при снижении степени плавления и возрастании глубины очага плавления.

Палеогеодинамическая обстановка раннепалеозойского вулканизма отвечала островодужным субокеаническим условиям. Время островодужного вулканизма в южной части Тагильской зоны на Среднем Урале по палеонтологическим и изотопным данным ограничивается поздним ордовиком (450 млн. лет) - ранним девоном (400 - 410 млн. лет) и составляет около 40-50 млн. лет. Выделенные формационные ряды раннепалеозойских вулканических ассоциаций могут представлять образования двух (ранней и поздней) или большего количества дуг, либо две или более последовательные стадии формирования древней дуги, поэтому современную Тагильскую структуру, вероятно, следует рассматривать как аккретированную островную дугу.

Вместе с тем, существует проблема, требующая дополнительных объяснений - это присутствие ксеногенных разновозрастных цирконов в раннепалеозойских базальтах. По данным О.М. Розена с соавторами (1995, 1999) в образце афирового ферроандезибазальта именновского комплекса (СГ-4, подошва лавового горизонта, гл. 259 м) обнаружены ксеногенные цирконы. Их возраст (Pb-Pb метод, определения Е.В. Бибиковой) составил 990 30 и 1100 30 млн. лет (прозрачные субпризматические кристаллы со сглаженными контурами) и 1450 40, 1550 50 и 1660 10 млн. лет (бурые непрозрачные изометричные зерна). Контаминация расплавов материалом древней континентальной коры на нижнекоровом уровне не согласуется с данными изотопного состава Sr и Nd. Однако возможность такой контаминации не исключается, если предположить, что вещество древней коры, за исключением цирконов, было уже полностью переработано в предшествующих раннепалеозойскому вулканизму событиях. Вместе с тем, в том же образце присутствуют кристаллы сульфидов с значительно фракционированным и облегченным изотопным составом серы (в пирите δ³⁴S=-20,3 и в халькопирите δ³⁴S=-12,4), что свойственно осадочным сульфидам. Это не исключает того, что разновозрастные окатанные цирконы могут представлять тяжелую фракцию осадка, захваченного базальтовой магмой при излиянии на поверхность. Находки единичных цирконов мезо-неопротерозойского возраста могут указывать на присутствие в раннепалеозойской коре фрагментов переработанной докембрийской коры либо на позднедокембрийский возраст океанической коры в основании палеодуги; тем не менее, проблема объяснения присутствия ксеногенных разновозрастных цирконов существует для всего Урала и требует дополнительных исследований.