ГЕОХИМИЧЕСКИЕ ХАРАКТЕРИСТИКИ БАЗИТОВ В СТРУКТУРЕ ЕНИСЕЙ-ХАТАНГСКОГО ПРОГИБА И ИХ ПРИНАДЛЕЖНОСТЬ К СИБИРСКОЙ ТРАППОВОЙ ПРОВИНЦИИ

1. ВВЕДЕНИЕ

По современным представлениям область развития сибирских траппов охватывает территорию, значительно превышающую площадь Сибирской платформы [Dobretsov, Vernikovsky, 2001; Ernst, 2014; Augland et al., 2019; Latyshev et al., 2020; и др.]. Наибольшее внимание исследователей привлекало происхождение и характеристики траппов преимущественно в пределах Сибирской платформы, в то время как в отношении прилегающих областей наблюдается явный дефицит информации. Ее северная и северо-восточная окраины, покрытые осадочным чехлом Енисей-Хатангского и Лено-Анабарского бассейнов, являются слабоизученными в отношении распространенности и составов вулканических и интрузивных комплексов Сибирской крупной магматической провинции (Сибирская КМП).

На основании геохимического и изотопного состава пород в западной части Норильского района в ряде работ установлено деление вулканитов Сибирской КМП на три ассоциации: базальты c повышенным содержанием Ti и высокими La/Sm_n и Gd/Yb_n отношениями, аналогичные по геохимическим характеристикам OIB, базальты «переходной серии» и третий тип базальтов с низкими концентрациями Ti и низкими La/Sm_n и Sm/Yb_n отношениями [Wooden et al., 1993; Fedorenko et al., 1996]. Геодинамический контекст такого деления рассматривался в работах [Al’mukhamedov et al., 2004; Krivolutskaya et al., 2018], в которых пермско-триасовый магматизм Сибирской платформы разделяется на рифтогенный (базальты нижних свит) и платформенный этап (базальты верхних свит), протекающие либо последовательно, либо одновременно, но на разных территориях. Было показано, что исходными расплавами для базальтоидов Сибирской платформы служили пикритоидные магмы [Zolotukhin et al., 1989].

В отношении причин и механизмов траппового магматизма Сибирской КМП существуют разные точки зрения. Астеносферный плюм, как источник траппового магматизма, при его взаимодействии в процессе подъема с субконтинентальной литосферной мантией и корой предполагался на основании данных о геохимическом и изотопном составе базальтов в работах [Wooden et al., 1993; Lightfoot et al., 1993]. Термохимическая (лабораторная) модель пермско-триасового вулканизма Сибирской КМП в результате воздействия суперплюма была разработана Н.Л. Добрецовым с соавторами [Dobretsov, 1997; Kirdyashkin et al., 2005]. Иными точками зрения на причины магматизма являются магмообразование в результате деламинации земной коры [Elkins Tanton, Hager, 2000], комбинации плюмового и рециклингового процессов [Sobolev et al., 2011]. Влияние субдукционного компонента при ультрабыстрой субдукции на гидратационное плавление мантии переходного слоя под Сибирской платформой рассматривается в работах [Ivanov, 2015; Ivanov et al., 2018] как основной механизм формирования траппов, альтернативный плюмовому.

Ввиду ограниченной доступности базитовых комплексов в вулканогенно-осадочном разрезе Енисей-Хатангского прогиба (ЕХП) геохимическая, геохронологическая и структурная информация о базитовых телах, составляющих скрытую, глубокозалегающую часть вещества СКИП, практически отсутствует. В связи с этим авторами были исследованы представительные образцы базальтов и долеритовых интрузивных тел, вскрытых скважинами на бортовых склонах вулканогенно-осадочного чехла ЕХП и ранее не исследованных.

Цель данной статьи – охарактеризовать геохимический состав пород, представляющих скрытую часть вулканогенного и интрузивного материала в структуре чехла ЕХП, в отношении его принадлежности к Сибирской трапповой провинции, а также на основании сейсмических данных построить глубинную сейсмогеологическую модель ЕХП в поперечном сечении и рассмотреть положение базитовых интрузий в разрезе осадочного чехла в зоне сочленения Сибирской платформы, ЕХП и Карского (Таймыр-Североземельского) орогена.

2. КРАТКОЕ ОПИСАНИЕ ГЕОЛОГИЧЕСКОГО СТРОЕНИЯ ЕХП

Енисей-Хатангский прогиб является составной частью системы мезокайнозойских прогибов, окаймляющих Сибирский кратон на севере и востоке. Границы ЕХП проводятся по линии выклинивания терригенных мезозойско-кайнозойских отложений, выполняющих этот бассейн. Прогиб протягивается от низовьев Енисея до Хатангского залива на расстояние более 1000 км при ширине около 300 км и отделяет северный край Сибирской платформы от Южно-Таймырского складчатого пояса Таймыро-Североземельской складчатой области (рис. 1).

Осадочный чехол ЕХП выполнен терригенными комплексами среднетриасово-кайнозойского возраста мощностью до 7 км в депоцентре западной части прогиба (в центральной части до 12 км) с уменьшением к востоку до глубин в сотни метров в районе Хатангского залива. По фациальному составу отложений, условиям седиментации и истории формирования прогиб схож с Западно-Сибирским бассейном, с которым составляет единое целое. Под осадочным чехлом прогиба залегают пермско-триасовые вулканогенные отложения и базитовые тела, вскрытые редкими скважинами и выделяемые по геофизическим данным. Их генезис, положение в структуре ЕХП и соотношение с окружающими траппами Сибирской платформы и Горного Таймыра остаются предметом дискуссий.

Геолого-геофизические исследования [Nikishin et al., 2010; Vernikovsky et al., 2018] показали, что ЕХП следует рассматривать как зону карбон-пермского Предтаймырского краевого прогиба и раннетриасового «гипотетического» рифтинга и базальтового магматизма. Внутреннее строение коры региона изучалось разными геофизическими (наиболее детально сейсмическими) методами и в настоящее время остается дискуссионным. По данным глубинного сейсмического зондирования (ГСЗ) мощность земной коры под прогибом изменяется как в поперечном, так и в продольном направлении. В центральной части ЕХП (район Рассохинского мегавала и Хатангского залива, восточнее профиля, пересекающего Гольчихинскую и Хабейскую скважины) мощность уменьшается по сравнению с соседними структурами Сибирской платформы и Южного Таймыра и достигает около 36 км [Kostyuchenko, 2000]. Толщина коры увеличивается к западу прогиба (район рассматриваемого профиля) до более 40 км, при этом морфология границы Мохо приобретает нерегулярный характер (см. раздел Результаты сейсмических исследований).

Мощность современной литосферы в области сочленения Таймырского орогена и Сибирской платформы определена на основе сейсмологических методов в работе [Priestley, McKenzie, 2013]. По этим данным отчетливо различаются литосферные блоки Карской плиты толщиной до 190–200 км и северной части Сибирской платформы толщиной до 200–210 км. Промежуточная область между ними в районе ЕХП характеризуется явным утонением литосферы до 160–180 км.

В отношении структуры ЕХП строятся различные сценарии происхождения, основанные на геологических данных и интерпретации данных сейсмопрофилирования [Nikishin et al., 2010; Kontorovich, 2011; Afanasenkov et al., 2016, 2017; Afanasenkov, 2019; Kushnir, 2016, 2018; Vernikovsky et al., 2018; Kontorovich, Filippov, 2021].

За последние годы на территории ЕХП и прилегающих территориях Сибирской платформы и Таймыра получен большой объем новых сейсмических, геоэлектрических и гравимагнитных данных, что позволяет увидеть весьма сложный характер поведения границы Мохо под прогибом [Reference Geological and Geophysical Profiles…, 2013; Kushnir, 2018; Afanasenkov et al., 2017]. Анализ состояния проблемы показывает, что, несмотря на значительный прирост геолого-геофизических данных (главным образом сейсмических), современные представления о генезисе ЕХП остаются крайне противоречивыми.

В отношении проблемы формирования ЕХП одни авторы [Staroseltsev, 2008; Kontorovich, 2011; Kushnir, 2018; Kontorovich, Filippov, 2021] по геофизическим данным не находят свидетельств распространения мощных позднепермско-раннетриасовых магматических образований и ступенчатых сбросов в основании прогиба, характерных для классических рифтов. Другие связывают магматизм ЕХП с раннетриасовым рифтогенезом, как восточной ветви крупной одновозрастной грабен-рифтовой системы, получившей развитие на территории ЗСП [Medvedev et al., 2003; Dobretsov et al., 2013; Afanasenkov et al., 2017; Vernikovsky et al., 2018]. При этом оценка роли пермско-триасового траппового магматизма в становлении ЕХП у разных специалистов также разнится. Одной из возможных причин глобального проявления магматизма является воздействие суперплюма, охватившего значительно более широкие территории Сибирской КМП, включая регионы Горного Таймыра и ЕХП [Dobretsov, Vernikovsky, 2001; Augland et al., 2019; Vernikovsky et al., 2018, 2022; Kurapov et al., 2021].

3. МЕСТОПОЛОЖЕНИЕ ИЗУЧЕННЫХ ОБРАЗЦОВ

Образцы базитов были отобраны из кернового материала семи скважин на пяти площадях, расположенных на прибортовых склонах ЕХП на расстоянии с запада на восток около 900 км вдоль продольной оси бассейна (рис. 1). Местоположение точек отбора образцов дает возможность охарактеризовать состав магматических образований на значительной площади бассейна, а разное стратиграфическое положение тел позволяет получить представление о распределении траппов и особенностях состава в зависимости от глубины. Литологические разрезы с указанием местоположения исследованных образцов базальтов приведены на рис. 2.

Отобранные образцы базитов расположены в туфолавовой толще верхнепермских – нижнетриасовых отложений на современных глубинах 950–3100 м и представляют собой либо пластовые интрузивные тела (дайки и силлы), либо покровы базальтов, их туфы и туффиты. В работе [Afanasenkov, 2019] приведена схема распространения пермско-триасовых вулканогенных отложений, на которой показано, что по геофизическим данным и данным бурения в разрезе ЕХП тела базальтов залегают почти повсеместно, аналогично трапповым комплексам на прилегающих территориях СП и Горного Таймыра при такой же мощности, конформно подстилающим и перекрывающим отложениям (см. рис. 1). И только на южном борту прогиба, а также в пределах Янгодо-Горбитского выступа и Тарейского вала выделяются зоны тектонической денудации эффузивных отложений в средне- и позднетриасовое время или резкого сокращения их мощности. На этих территориях предполагается наличие более глубинных интрузивных базитов (см. рис. 1).

Мощность вскрытых скважинами эффузивных образований убывает с запад на восток с более 1570 м (основание не вскрыто) на Гольчихинской площади до 300 м на Волочанской и 200 м на Рыбинской площади. На Хорудалахской площади, расположенной еще западнее, эти отложения, вероятнее всего, были размыты в предъюрское время.

Интрузивные тела долеритов, вскрытые скважинами в восточной, приподнятой, части прогиба, располагаются непосредственно под эффузивами и представляют собой серию пластовых или секущих тел толщиной от первых метров до 100–150 м. Большая часть из них приурочена к пермским отложениям, но встречаются и среди более древних подстилающих отложений палеозоя. В более погруженных западных районах ЕХП эти тела скважинами не вскрыты из-за больших глубин.

4. МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЙ

Аналитические методы. Составы пород исследовали методами рентгенофлуоресцентного анализа и масс-спектрометрии с индуктивно связанной плазмой. Содержания редких, в том числе редкоземельных, элементов в породах ЕХП были определены на масс-спектрометре ELAN 9000 с индуктивно связанной плазмой и приставкой LSX-500 в лаборатории физических и химических методов исследования Института геологии и геохимии УрО РАН. Автоклавное разложение проводится в тефлоновых стаканах с кожухами из нержавеющей стали смесью кислот HNO₃+HF при температуре 200 °С, процедура анализа приведена в [Votyakov et al., 2006].

Химические анализы пород на основные породообразующие оксиды выполнены рентгенофлуоресцентным методом на рентгеновском спектрометре ARL-9900-XP фирмы Applied Research Laboratories (аналитик Н.Г. Карманова) в ЦКП многоэлементных и изотопных исследований СО РАН (г. Новосибирск).

Геохимические дискриминационные и мультиэлементные диаграммы построены с использованием программы PetroGram [Gunduz, Asan, 2021].

Геофизические методы. В целях получения глубинной структурно-тектонической модели ЕХП в поперечном сечении и земной коры региона была проведена интерпретация композитного субмеридионального сейсмического профиля МОГТ в западной части прогиба, длиной около 500 км, выполненного АО «Таймыргеофизика» с использованием мощных вибрационных источников при длительности записи до 18 с. Максимальное удаление между пунктом приема и пунктом взрыва составляло 6–8 км (кратность 80–160), система наблюдений – центральная. Для трансформации временного разреза в глубинный был проведен анализ скоростных характеристик толщ: для приповерхностных осадочных комплексов использовались результаты акустических исследований в скважинах (акустический каротаж и материалы вертикального сейсмического профилирования), для глубокопогруженных складчатых и метаморфизованных комплексов – материалы ГСЗ (профиль «Метеорит», пройденный вблизи профиля МОГТ (положение на рис. 1)). Реализация трансформационных процедур и дальнейшая интерпретация проводились в оригинальном программном пакете «W-Seis», разработанном в лаборатории сейсмогеологического и математического моделирования нефтегазоносных систем ИНГГ СО РАН (Свидетельство о государственной регистрации программы для ЭВМ. W-seis. № 2011610211).

Сейсмостратиграфический анализ волновой картины включал выделение характерных сейсмокомплексов, прослеживание и стратиграфическую привязку основных отражающих горизонтов. Привязка осуществлялась как по скважинам, вскрывшим верхние интервалы разреза, так и по выходам осадочных комплексов у северных и южных границ ЕХП на дневную поверхность.

5. РЕЗУЛЬТАТЫ

5.1. Глубинная модель сейсмогеологического разреза

Всего было выделено до 10 сейсмокомплексов и границ в мезозойской части разреза и 6 в палеозойской и рифейской. Их геометрия, структурные взаимоотношения, а также осложняющие дизъюнктивные нарушения показаны на рис. 3. Из-за невысокого разрешения на больших глубинах структурно-тектоническая модель в наиболее погруженных частях разреза носит достаточно прогнозный характер, тем не менее представляется возможным установить основные закономерности.

Прежде всего обращает на себя внимание прослеживание и погружение под осевую часть ЕХП рифейско-палеозойских осадочных комплексов, составляющих чехол Сибирской платформы. Характер напластования этих комплексов и небольшие градиенты мощностей указывают на их платформенный характер на всей территории ЕХП и в смежных районах. В северной части они наиболее сильно дислоцированы и осложнены серией надвиговых структур и листрических взбросов, связанных с коллизионно-орогенными процессами при формировании Таймырского орогена в позднепалеозойское – раннемезозойское время и выполаживающихся на глубинах 4–8 км. Непосредственно под ЕХП надвиговый характер дислокаций не прослеживается и постепенно к югу уступает место пликативному с осложняющими субвертикальными разломами, указывающими на формирование дислокационных структур в условиях сжатия.

Кровля рифейских комплексов погружается от 3 км в северной части профиля до глубин порядка 14 км в осевой части прогиба, вновь воздымаясь до 5 км в южной части. При этом в обоих бортах прогиба выделяются складчатые структуры, в пределах которых предполагается значительная денудация палеозойских осадочных комплексов. В плане эти зоны отчетливо прослеживаются и по гравимагнитным данным [Kontorovich, Filippov, 2021].

Кровля архейско-протерозойского метаморфизованного фундамента, условно выделяемая по прекращению прослеживания отражающих границ и хаотичной волновой картине, выделяется на глубинах от 10 км в северной и южной части профиля до более 20 км в осевой части прогиба. На противоположных флангах ЕХП прослеживаются локальные поднятия кровли архей-протерозойского фундамента.

Граница Мохо в волновой картине ОГТ проявлена очень слабо и фрагментарно. В северной части профиля она поднимается от глубин 40–41 км в районах Горного Таймыра до 39 км ближе к осевой части прогиба, где волновая картина ретуширована аномальной зоной в нижней части коры шириной более 100 км. Далее к югу граница не прослеживается.

На сейсмическом разрезе ОГТ зона характеризуется полным отсутствием амплитудных отражающих границ, контрастно выраженной «рассеянной» хаотичной волновой картиной. По материалам интерпретации предыдущих геофизических исследований, приведенным в работе [Kushnir, 2018], аномальная зона выражается повышением скорости распространения упругих колебаний до 6.9–7.4 км/с по продольным волнам и до 4.2 км/с по поперечным [Surkov et al., 1987; Kostyuchenko, 2000], понижением удельного электрического сопротивления на геоэлектрическом профиле, локальным гравитационным максимумом в плане (после нивелирования эффектов осадочного чехла и кристаллического фундамента [Kazais, Yagantsev, 1971; Kushnir, 2016], повышением геотермического градиента [Smirnov, 1980].

По данным ГСЗ [Reference Geological and Geophysical Profiles…, 2013] граница Мохо имеет сложный характер и испытывает вариации глубин на отдельных участках с разрывами до 2–3 км по вертикали. Разрывы границы Мохо контролируются наличием крупных сквозькоровых разломных зон, выделяемых под осадочным чехлом ЕХП на его флангах (рис. 3).

В северной, притаймырской, части профиля граница М фиксируется на глубинах 39–42 км, непосредственно под ЕХП диапазон глубин составляет от 45 до 38 км.

Верхнепермско-нижнетриасовый трапповый комплекс выделяется практически на всем протяжении профиля, за исключением вышеупомянутых поднятых блоков фундамента в бортах прогиба, где они, вероятно, денудированы вместе со значительной частью палеозойских отложений в позднетриасовое – раннеюрское время. Мощность комплекса в наиболее погруженной части ЕХП достоверно оценить трудно, но по данным авторов она вряд ли превышает 2–3 км. В целом, комплекс имеет конформную с перекрывающими и подстилающими отложениями структуру, широкое площадное распространение при отсутствии разломов ступенчатого характера, что подтверждает ранее сделанные выводы [Kontorovich, 2011; Kushnir, 2016, 2018; Kontorovich, Filippov, 2021].

5.2. Петрографическое описание базитов ЕХП

Все изученные из отобранных кернов образцы горных пород по петрографическому составу относятся к базальтам/долеритам, и все в том или ином количестве содержат тёмно-бурое мелкозернистое вещество (продукт изменения стекла?). В отдельных фрагментах керна, которые имеются в распоряжении авторов, не представляется возможным определить принадлежность опробованного геологического тела, вскрытого скважиной, к гипабиссальному или эффузивному генезису, т.е. к интрузиву (силлу/дайке) или лавовому покрову. В связи с этим петрографическое название изученных базитов – «долерит», как гипабиссальная интрузивная разновидность, или «базальт», как эффузивная, – давалось с учетом стратиграфического положения конкретного фрагмента керна, исходя из описания литологического разреза по каждой скважине ([Database of State Geological Maps…, 2023; Afanasenkov, 2019]; см. рис. 2).

Петрографическое описание шлифов изученных образцов базитов сгруппировано согласно выявленным в работе геохимическим и петрохимическим характеристикам, приведенным далее. Микрофотографии шлифов представительных образцов базитов из разных групп приведены на рис. 4.

Геохимическая группа А (рис. 4, а, б): обр. Г-1-1, В-1-1, В-2-2, В-2-2а – базальты, обр. Хор-1-1 – долерит. Минеральный состав базальтов: Pl+Cpx+рудные фазы. В образце долерита, помимо указанных минералов, присутствует также оливин, в виде мелких изометричных или ксеноморфных зерен в интерстициях между лейстами плагиоклаза.

Все образцы группы характеризуются одной текстурно-структурной особенностью. Структура базитов комбинированная – мелкокристаллическая пойкилоофито-интерсертальная. Участки с пойкилоофитовой структурой сложены пойкилитовыми зернами клинопироксена, заполненными вростками длиннопризматического плагиоклаза. Такие участки имеют изометричный облик и макроскопически серый оттенок. Промежутки между такими серыми «пятнами» имеют интерсертальную структуру и заполнены длиннопризматическим плагиоклазом и интерстиционным темно-бурым веществом и рудной фазой. Визуально, за счет разницы в фазовом составе и цвете, сочетание в породе участков с пойкилитовой и интерсертальной структурами создает характерную мелкопятнистую текстуру. Отметим, что для данной группы была обнаружена 100%-ная корреляция между геохимическими и текстурно-структурными особенностями – все образцы пород, имеющие пойкилоофито-интерсертальную структуру и при этом мелкопятнистую текстуру, относятся к этой геохимической группе. При этом они взяты из трех разных скважин, находящихся на значительном удалении друг от друга (см. рис. 1, 2). Такого сочетания структурных и текстурных особенностей больше нет ни в одной геохимической группе.

Геохимическая группа В (рис. 4, в–е): обр. Х-2-1, Х-2-2, Р-1-1 – базальты, обр. Р-1-2, Р-1-3 – долериты. Минеральный состав базальтов: Pl+Cpx+рудная фаза. В долеритах присутствует также оливин. Структуры пород: порфировидная и гломеропорфировая с отдельными вкрапленниками таблитчатого плагиоклаза и их скоплениями. В долеритах кроме плагиоклаза присутствуют также вкрапленники изометричного оливина. Структура основной массы мелкокристаллическая офитовая, местами пойкилоофитовая и интерсертальная. Плагиоклаз таблитчатого облика, в интерстициях зерна клинопироксена и неправильно угловатые участки бурой мелкозернистой массы. Мелкие зерна оливина в основной массе идиоморфны по отношению к плагиоклазу.

Геохимическая группа С (рис. 4, ж, з): обр. Х-1-1, В-2-1 – базальты, Хор-1-2 – долерит. Минеральный состав базальтов: Pl+Cpx+рудная фаза. Структура интерсертальная и офитовая тонкокристаллическая. Длиннопризматические лейсты плагиоклаза содержат в интерстициях бурую мелкозернистую массу и мелкие изометричные зерна клинопироксена. В обр. В-2-1 широко распространена рудная фаза (до 5–8 об. %) в виде зерен неправильной формы. В обр. Х-1-1 рудный минерал имеет тонкотаблитчатую форму.

Обр. Хор-1-2 – долерит с гломеропорфировой структурой, образованной скоплением лейст плагиоклаза и зерен клинопироксена. В таких скоплениях плагиоклаз и клинопироксен имеют взаимоотношения пойкилоофитовой структуры. Структура основной массы – офитовая. Между лейстами плагиоклаза расположены зерна клинопироксена и участки бурой мелкозернистой массы. Этот образец, так же как и обр. В-2-1, характеризуется повышенным количеством рудной фазы (до 7–8 об. %) с квадратными и треугольными сечениями.

Образцы, не вошедшие в перечисленные три группы: обр. Р-1-4 – долерит. Минеральный состав: Pl+Cpx+Bt+рудная фаза. Структура порфировидная, во вкрапленниках клинопироксен. Структура основной массы мелко- и среднекристаллическая офитовая, местами пойкилоофитовая. В интерстициях лейстовидного плагиоклаза – клинопироксен, мелкозернистая бурая масса и красновато-бурый биотит. По внешнему облику этот образец похож на среднекристаллическое меланогаббро.

5.3. Геохимические характеристики пород

Состав исследованных базитов, расположенных в осадочном чехле ЕХП, приведен в Прил. 1, табл. 1.1. Все породы относятся к низкомагнезиальным (MgO<8 мас. %) толеитовым субщелочным базальтам (рис. 5). Максимальное содержание MgO 8.91 мас. % установлено в обр. Х1-1 на западном окончании ЕХП, расположенном наиболее близко (из изученных) к Норильскому рудному ареалу. На дискриминационной диаграмме Zr/Y – Zr [Pearce, Norry, 1979] (рис. 5, г) они лежат в поле внутриплитных базальтов. По содержанию титана породы в основном представлены умеренно титанистыми (TiO₂<2 мас. %) базитами, а также присутствуют высокотитанистые базиты (содержание TiO₂=4.01 (В2-1), 3.38 (Р1-4), 3.09 мас. % (Хор1-2)), расположенные на южном склоне прогиба, обрамляющем край Сибирской платформы.

Химическая классификация континентальных излившихся базальтов традиционно основывается на содержании TiO₂ или соотношении Ti/Y [Xiao et al., 2004]. На рис. 6 приведена диаграмма соотношения TiO₂ и Mg# для вулканических пород, на которой базиты ЕХП характеризуются отрицательной корреляцией содержания титана с показателем магнезиальности. Породы подразделяются на три группы: группа A – умеренно титанистые (1.5–2.0 мас. %), группа В – низкотитанистые с содержанием TiO₂ около 1 мас. % и группа С – высокотитанистые вулканиты (2.5–4.0 мас. %). По соотношению TiO₂ и Mg# базиты группы С являются более титанистыми, но менее магнезиальными в сравнении с высокотитанистыми лавами нижней стратиграфической последовательности норильских вулканитов [Lightfoot et al., 1993].

Бинарные дискриминационные диаграммы исследованных базитов ЕХП в сравнении с норильскими и тунгусскими вулканитами приведены на рис. 7. На рисунке с бинарными диаграммами видно, что невозможно однозначно отнести исследуемые образцы к конкретному генетическоу типу рифтогенных или покровных базитов, выделяемых в работе [Al’mukhamedov et al., 2004]. Выделенные нами три геохимические группы образцов перекрываются либо с «рифтогенными», либо с «покровными» базитами, либо с обоими типами. Например, образцы, отнесенные к группе А и B (низко-Ti), на диаграммах MgO – Al₂O₃ и MgO – CaO (рис. 7, а, б) полностью перекрываются с полями рифтогенных базитов туклонской, надеждинской и гудчихинской свит и одновременно с полями покровных базитов моронговской и хараелахской свит, а на диаграмме MgO – FeO (рис. 7, в) базиты группы B перекрываются с рифтогенными породами туклонской и надеждинской свит, а базиты группы А – с покровными породами моронговской свиты и одновременно с полем расплавных включений из оливинов рифтогенных пород гудчихинской свиты (в сравнении с данными [Al’mukhamedov et al., 2004; Krivolutskaya et al., 2018; Sobolev et al., 2009]). Важно отметить отсутствие принадлежности выделенных петрогеохимических групп базитов к какой-либо конкретной площади бассейна, а также отсутствие корреляции состава со стратиграфическим положением образца.

Анализ спектров распределения редких элементов в изученных вулканитах ЕХП (рис. 8), нормированных к примитивной мантии, позволяет рассматривать три кластера со сходным распределением, соответствующим разбиению по содержанию TiO₂, FeO и MgO (см. рис. 7); в петрографическом описании они обозначены как группы А, B и С. Эти группы имеют определенные геохимические различия и сходства между собой, выраженные в уровне концентраций редких элементов и группировке их мультиэлементных и редкоземельных спектров. Все три группы имеют положительную аномалию по Y и Zr, группы А и В – также положительную аномалию по Sr и отрицательную аномалию по P. Группа В также имеет ярко выраженную Nb-Ta аномалию и отличается от двух других более высокими концентрациями Rb. Аномальными во всей выборке базитов Енисей-Хатангского прогиба являются два образца (Р1-4 и Х3-1), первый из которых содержит максимально высокие концентрации большинства редких элементов, а второй – наиболее низкие (рис. 8, а), имея сходство с породами трех выделенных групп ЕХП только в области наиболее совместимых элементов – от Ho-Er до Lu, включая положительную Y аномалию, что может указывать на геохимическое изменение состава этих образцов при поздних наложенных гидротермальных процессах.

По нормированному отношению (La/Sm)_n породы делятся на две группы (Прил. 1, табл. 1.1): первую со значениями в интервале 1.72–2.08 представляют в основном базиты Волочанской площади (центр ЕХП), во вторую со значениями 3.23–3.82 попадают базиты Рыбинской и Хабейской скважин (восток и запад ЕХП соответственно). По отношению (Gd/Yb)_n породы первой и второй группы также явно различаются: 1.50–1.62 и 1.80–1.92 соответственно.

Сравнение геохимических характеристик исследуемых пород с опубликованными данными, приведенное на рис. 9 и 10, не дает однозначного ответа на вопрос о геодинамической специфике пород. Например, выделенные группы А и, отчасти, В подобны по РЗЭ геохимии друг другу и одновременно базитам туклонской (рифтогенной) и моронговской (платформенной) свит восточной части Норильского района [Krivolutskaya et al., 2018], РЗЭ-спектры которых идентичны (см. рис. 9, a), а также всех их объединяет наличие положительной аномалии по Sr и отрицательной аномалии P, Nb, Ta, Th. Однако базиты туклонской и моронговской свит характеризуются слабой положительной Eu и отрицательной Ti аномалией, как и таймырские базиты группы А в классификации [Reichow et al., 2016] (см. рис. 9, в), и отсутствием аномалий Zr и Y, тогда как исследуемые нами породы обладают отрицательной Eu аномалией, положительными аномалиями по Zr, Y и Ti (рис. 10). РЗЭ-спектры исследуемых базитов группы B подобны по форме РЗЭ-спектрам пород рифтогенной надеждинской свиты, но характеризуются более низкими концентрациями РЗЭ.

Форма и положение мультиэлементных спектров базитов групп А и В Енисей-Хатангского прогиба также отчасти подобны спектрам базитов покровного этапа Тунгусской синеклизы в области совместимых и умеренно несовместимых элементов, но отличаются от них наличием упомянутых выше геохимических аномалий Ti, Y, Zr. Базиты группы В Енисей-Хатангского прогиба по уровню концентраций редких элементов, по форме и положению их спектров и по характеру геохимических аномалий наиболее близки вулканическим и гипабиссальным породам группы В Южного Таймыра [Reichow et al., 2016] (рис. 10, в). Частично последним подобны и базиты группы А ЕХП в области совместимых и несовместимых элементов от Nb до Lu, но отличаются характером Ti аномалии (рис. 10, в).

Геохимия базитов группы С Енисей-Хатангского прогиба наиболее сильно отличается как от двух других групп базитов ЕХП (А и В), так и от всех базитов восточной части Норильского района, Тунгусской синеклизы и Южного Таймыра (см. рис. 8, 9; рис. 10).

6. ОБСУЖДЕНИЕ

Полученные геохимические характеристики базальтов и построенная сейсмогеологическая модель представляют новую информацию, которая может быть использована для реконструкции пермско-триасового этапа тектономагматической эволюции в пределах прогиба, занимающего промежуточную область между Сибирской платформой и Таймырским складчатым поясом.

Базальтовые породы, относящиеся к отдельному магматическому импульсу, как правило, характеризуются однородным составом, тогда как разные тела в одном и том же регионе могут сильно различаться по составу основных элементов (например, комплексы с высоким и низким содержанием TiO₂, разной магнезиальности), содержанию микроэлементов и соотношениям радиогенных изотопов [Xiao et al., 2004]. Присутствие геохимически разнообразных образований в различных пространственных и стратиграфических позициях традиционно интерпретируется как отражение либо плавления единого мантийного источника при изменении РТ-условий, либо вклада нескольких дискретных мантийных источников [Kamenetsky et al., 2012].

Большое разнообразие геохимического состава характеризует набор пород из участков ЕХП, рассматриваемых в настоящей работе. При этом по стратиграфическому положению и площади отбора не наблюдается закономерностей – образцы, относящиеся к одной группе, отобраны из разных скважин, находящихся на значительном удалении друг от друга, а образцы из разных групп могут находиться в одной скважине и иметь близкую глубину отбора (см. рис. 2). Так, в западной области прогиба (скв. Гольчихинская и Хабейская) присутствуют вулканиты всех трех геохимических типов. В этом же кластере обнаружен наиболее магнезиальный (8.9 мас. % MgO) и высокотитанистый (Ti/Y=700) образец из скв. Хабейская-1 (обр. Х1-1).

Низкотитанистые базиты попадают как в эффузивные (в отложениях Р₃-T₁ возраста), так и в интрузивные образования (в отложениях перми) скв. Рыбинской (восток ЕХП). В наиболее глубинных интрузиях центральной и восточной области определено присутствие высокотитанистых долеритов (Рыбинская и Хорудалахская скважины).

Полученные данные о содержании главных и редких элементов в базитах ЕХП можно сравнить с известными характеристиками базитов Норильского рудного района [Krivolutskaya et al., 2018], Тунгусской синеклизы [Al’mukhamedov et al., 2004] и Южно-Таймырского складчатого пояса [Reichow et al., 2005, 2016], представляющих южное и северное обрамление прогиба соответственно. Согласно сводному разрезу вулканогенных пород трапповой формации северной части Сибирской платформы (районы Норильский, Маймеча-Котуйский, Нижнетунгусский и Путорана) они разделяются на рифтогенные и платформенные (или покровные, пострифтовые) в соответствии с предполагаемой систематикой в [Al’mukhamedov et al., 2004; Krivolutskaya et al., 2018, и ссылки в данных работах]. Первые относятся к высокотитанистым породам нижней стратиграфической последовательности, вторые – к низкотитанистым верхней стратиграфической серии [Ivanov et al., 2013; Callegaro et al., 2021]. Базиты Южно-Таймырского пояса подразделяются на две группы по содержанию магния, по редкоэлементному и по изотопному составу – на интрузивные (1) и преимущественно эффузивные (2) согласно данным [Reichow et al., 2016].

Низкотитанистый тип толеитовых базальтовых магм ЕХП по составу наиболее близок к надеждинским магмам. Высокотитанистые, но менее магнезиальные магмы, обнаруженные в четырех образцах базитов ЕХП, можно отнести к вулканитам ивакинской свиты Норильского узла.

Cравнение позволяет рассматривать изученные базиты ЕХП группы В как аналоги низкотитанистых магм надеждинского типа Норильского района Сибирской КМП, но в сравнении с составами вулканогенных формаций Норильского района магнезиальность базитов ЕХП оказалась ниже (см. рис. 5). Базиты группы С могут рассматриваться в качестве аналогов высокотитанистых базальтов (обр. Р1-4, В2-1, Хор1-2 и Х1-1 из Рыбинской и Хабейской площадей ЕХП). Базиты группы А занимают промежуточное положение между В и С (см. рис. 5).

Геохимические характеристики магм ЕХП по отношению Gd/Yb_n–La/Sm_n совпадают с базальтами Южно-Таймырского пояса подгруппы (2) с типичными отношениями La/Sm_n ~1.7–2.0 [Reichow et al., 2016]. Вместе с тем по этому показателю среди базитов ЕХП выделяется группа тел с повышенным отношением La/Sm_n~3.5–3.8 и Gd/Yb_n=1.8–1.9, которые совпадают с подобными характеристиками надеждинских лав Норильского района [Callegaro et al., 2021].

Нерешенным вопросом остается пермско-триасовый этап формирования ЕХП и роль базитового андерплейтинга в дестабилизации коры и мантийной литосферы на северной окраине Сибирской платформы. Отсутствие характерных для рифтов сбросов ступенчатого типа и полуграбенов, наряду с сохранностью всего рифейско-палеозойского платформенного осадочного чехла, не позволяет однозначно установить механизм формирования прогиба на рубеже перми и триаса и рассматривать ЕХП в качестве развитого спредингово-рифтового бассейна. Однако имеется ряд признаков, указывающих на режим растяжения в этот временной период. К ним относятся аномально высокий региональный тепловой поток на рубеже перми и триаса в восточной части прогиба 75–78 мВт/м² на фоне 45–48 мВт/м² в позднепалеозойское и мезозойское время [Larichev et al., 2024]. Кроме того, в западной части ЕХП на сейсмическом профиле выделяется узкая зона в интервале 240–380 км (см. рис. 3), где наблюдается резкое сокращение мощности отложений Р₃-Т₁ от депоцентра бассейна к периферии указанного интервала. Подобная картина погружения в бассейнах рифтового типа с наличием краевых (hinge) зон со значительными градиентами мощностей на боковых склонах описана для ряда осадочных бассейнов [Einsele, 2000, и ссылки в данной работе]. На рис. 11 приведены модели развития рифтов, демонстрирующие различия в эволюции погружения при длительности рифтогенеза от «мгновенного» (рис. 11, а, модель [McKenzie, 1978]) до продолжительного в течение 5, 20, 50 млн лет (рис. 11, б, в, г) [Coсhran, 1983]. В всех случаях наблюдаются краевые зоны с резким увеличением мощности осадконакопления в направлении от борта к оси бассейна, аналогичные наблюдаемым в пермско-триасовых отложениях ЕХП (см. рис. 3).

Таким образом, по-видимому, нельзя рассматривать ЕХП как зрелый рифтовый бассейн, в котором спрединг привел к значительному утонению коры и литосферы, широкому раздвигу и формированию пассивных окраин. Если расстояние между противоположными краевыми зонами в западной части ЕХП (шириной около 180 км, см. рис. 3) считать за максимальную финальную ширину области растяжения, то с учетом уменьшения глубины осадочного чехла к востоку растяжению в короткий временной интервал Р₃-Т₁ была подвергнута лишь западная часть бассейна (возможно, как продолжение рифтовых структур ЗCП). Строение коры этой части прогиба и положение петрологической границы Мохо остаются дискуссионными и требуют детальной интерпретации.

7. ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Впервые изучены образцы базитовых пород из скважин на площади Енисей-Хатангского прогиба, петрохимический и геохимический состав которых может использоваться для тектономагматических реконструкций.

Геохимические характеристики базитов, присутствующих в осадочном чехле ЕХП, соответствуют трем типам базитов, выделяемых в Сибирской КМП: низкотитанистым надеждинского типа, низкотитанистым моронговского типа и в ограниченном количестве – высокотитанистым базальтам «рифтового» этапа ивакинского типа. Изученные породы имеют сходные геохимические характеристики как с норильскими (южный фланг ЕХП), так и с таймырскими базитами (северный фланг ЕХП) и могут рассматриваться как составная часть Сибирской КМП.

Природа устанавливаемой по геофизическим данным аномальной области, выраженной в волновой картине на сейсмическом разрезе, в нижней коре и на границе кора – мантия непосредственно под депоцентром ЕХП остается неопределенной. На сейсмическом разрезе зона характеризуется контрастно выраженной «рассеянной» хаотичной волновой картиной с отсутствием амплитудных отражающих границ.

8. БЛАГОДАРНОСТИ

Авторы благодарят рецензентов д.г.-м.н. А.В. Иванова и д.г.-м.н. А.Я. Медведева за полезные критические замечания и комментарии, способствовавшие улучшению статьи.

9. ЗАЯВЛЕННЫЙ ВКЛАД АВТОРОВ / CONTRIBUTION OF THE AUTHORS

Все авторы внесли эквивалентный вклад в подготовку рукописи, прочли и одобрили финальную версию перед публикацией.

All authors made an equivalent contribution to this article, read and approved the final manuscript.

10. РАСКРЫТИЕ ИНФОРМАЦИИ / DISCLOSURE

Авторы заявляют об отсутствии конфликта интересов, связанного с этой рукописью.

The authors declare that they have no conflicts of interest relevant to this manuscript.

ПРИЛОЖЕНИЕ 1 / APPENDIX 1