Исследование базитов играет ключевую роль в понимании глубинных магматических процессов, происходящих в мантии. В настоящее время особое внимание уделяется комплексному изучению данных пород с целью реконструкции их петрогенезиса, условий их формирования, процессов мантийно-корового взаимодействия. Петролого-геохимическое и изотопное исследование эталонных базитовых комплексов позволяет не только проводить анализ геодинамического положения данных комплексов, внося значительные поправки в региональные схемы корреляций магматических формаций, но и проследить состав и эволюцию литосферной мантии.

По периферии Сибирского кратона широко проявлен базитовый магматизм в виде роев даек и маломощных силлов, формирование которых связывают с начальной стадией внутриконтинентального рифтогенеза и последующей деструкцией неопротерозойского суперконтинента (например [Sklyarov et al., 2000]). В настоящее время проведены комплексные исследования для долеритов южной окраины Сибирского кратона (рис. 1, а), что позволило определить несколько этапов проявления базитового магматизма (например [Donskaya et al., 2023, и ссылки в работе]). Палеопротерозойский этап (1.91–1.85 млрд лет) связан с заключительными стадиями формирования Сибирского кратона. Позднепалеопротерозойский этап подразделяется на два подэтапа (1.79–1.75 и 1.64–1.61 млрд лет) и характеризует стадии внутриконтинентального растяжения. Мезопротерозойские этапы (1.35–1.34 и 1.26 млрд лет) отражают события внутриконтинентального растяжения, в то время как неопротерозойский этап (740–715 млн лет) сопровождался процессами рифтогенеза, связанного с распадом суперконтинента Родиния и отделением Сибирского кратона от этого суперконтинента [Gladkochub et al., 2006, 2007, 2012; Donskaya et al., 2023; и др.].

В Присаянском краевом выступе фундамента южной части Сибирского кратона (Бирюсинский выступ) закартированы многочисленные долеритовые силлы и дайки [Domyshev, 1976]. Их размеры различны и изменяются от нескольких метров до 60 м по мощности и от 100–200 м до 5–6 км по простиранию. Они развиты в различной степени метаморфизованных дислоцированных осадочных и вулканических породах протерозоя, а в северо-западной части – гранитоидах и гнейсово-сланцевых породах, ранее отнесенных к единой бирюсинской серии раннего докембрия [Domyshev, 1976]. В ходе масштабных геолого-съемочных работ [State Geological Map…, 2012] эти породы были разделены на разновозрастные комплексы: архейский – хайламинская серия, которая несогласно перекрывается нижнепротерозойскими метаосадочными ассоциациями неройской и метаосадочно-вулканогенными толщами елашской серии [Dmitrieva, Nozhkin, 2012]. В настоящее время установлено, что образование основного объема гранитоидов принадлежит саянскому комплексу, а их образование произошло на завершающих стадиях становления структуры кратона в узком временном диапазоне (1.88–1.84 млрд лет) [Donskaya et al., 2014; Nozhkin et al., 2021; и ссылки в этих работах].

Ограниченность петрологических и геохронологических исследований долеритов создала сложности в их интерпретации и формационной корреляции. Из-за неопределенности верхней границы их возраста и значительного сходства в минеральном и химическом составе эти породы были объединены в единый нерсинский интрузивный комплекс. На сегодня его возрастной диапазон сильно варьируется (млн лет): 780–990 (K-Ar метод [Domyshev, 1976]); 740±4 (Ar-Ar метод [Gladkochub et al., 2006]); 646±160 (Sm-Nd метод [Vasyukova et al., 2019]); 718+6 (U-Pb метод – циркон [Romanov et al., 2020]); 1613–1641 (U-Pb метод – бадделеит [Ernst et al., 2016; Gladkochub et al., 2021]). Новые данные по базитовому магматизму этого региона существенно дополнят имеющийся пробел.

В данной работе представлены результаты петрографических, геохронологических, петролого-геохимических и изотопно-геохимических исследований долеритов, расположенных в бассейнах рек Мара, Каменка и Уват (Бирюсинский выступ).

Петрографическое изучение пород проводилось на микроскопе Olympus BX51 с фотокамерой. Содержания породообразующих оксидов в породах определены методом РФА на спектрометре ARL 9900XP (Termo Fisher Scientific). Точность определений с нижними границами содержаний была равна 0.100 – 0.00n %. Содержания микроэлементов в породах были определены методом ICP-MS на масс-спектрометре высокого разрешения ELEMENT (Finnigan Mat) с ультразвуковым распылителем U-5000AT+. Пределы обнаружения элементов составляют от 0.005 до 0.1000 мкг/г, точность анализа – в среднем 2–7 отн. %. Исследования выполнены в ЦКП многоэлементных и изотопных исследований СО РАН (г. Новосибирск).Выделение бадделеита проведено в ИЗК СО РАН (г. Иркутск) по методике [Söderlund, Johansson, 2002]. U-Pb (ID-TIMS) геохронологические исследования бадделеита выполнены в ИГГД РАН (г. Санкт-Петербург). Для изотопного анализа были использованы наиболее прозрачные однородные кристаллы бадделеита, подвергнутые многоступенчатому удалению поверхностных загрязнений в спирте, ацетоне, 1 M HNO3 и 1 М HCl. При этом после каждой ступени зерна промывались особо чистой водой. Химическое разложение бадделеита выполнялось по модифицированной методике Т.Е. Кроу [Krogh, 1973] в тефлоновых микрокапсулах, помещенных в резервуар для разложения системы Parr, 235U-202Pb изотопный индикатор добавлялся непосредственно перед разложением. Изотопные анализы выполнены на масс-спектрометре TRITON TI при помощи счетчика ионов. Точность определения содержаний U и Pb и U/Pb отношений составила 0.5 %. Холостое загрязнение не превышало 1–2 пг Pb и 0.2 пг U. Обработка экспериментальных данных проводилась при помощи программ «PbDAT» [Ludwig, 1991] и «ISOPLOT» [Ludwig, 2003]. При расчете возраста использованы общепринятые значения констант распада урана [Steiger, Jäger, 1977]. Поправки на обычный свинец введены в соответствии с модельными величинами [Stacey, Kramers, 1975]. Все ошибки приведены на уровне 2σ.Sm-Nd изотопные данные были получены в ИГГД РАН с использованием многоколлекторного масс-спектрометра Triton TI (Finnigan MAT, Германия). Для измерения соотношений изотопов Nd около 100 мг порошка образца растворяли в смеси HF-HClO4-HNO3 в микроволновой печи, предварительно добавив 149Sm–150Nd для точного определения соотношений 147Sm/144Nd. Для Nd изотопного анализа РЗЭ сначала отделяли от основных элементов и Ba катионным обменом с использованием смолы RE-Resin (Eichrom Industries, Иллинойс, США), а затем выделяли Nd и Sm в соответствии с [Misawa et al., 2000]. Изотопные соотношения Nd нормировались к значению 146Nd/144Nd=0.7219 [O’Nions et al., 1977]. Измеренные значения для стандарта JNdi-1 составили 143Nd/144Nd=0.512098±9 (2 s.d., n=18), а для стандарта BCR-2 – 147Sm/144Nd=0.1382±4, 143Nd/144Nd=0.512645±14 (2 s.d., n=6).3. ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКАИсследования авторов были сосредоточены в междуречье ручьев Мара, Каменка и Уват (рис. 1, б). Более 50 лет назад в этом районе при поисковых работах на марганец в отложениях докембрийских вулканогенно-осадочных толщ установлены эффузивные и вулканогенно-осадочные породы щелочного состава и сделан вывод о существовании на данной территории нескольких вулканических построек: Кременьшетский, Бирюсинский–1, Бирюсинский–2, Изанский, Слюдянский, Тайшетский и Марский. Эти вулканы извергали различные типы лав, включая базальтовые, трахитовые и кислые высококалиевые лавы, а также их туфы [Bessolitsyn et al., 1969]. Проведенные минералого-петрографические исследования в пределах Марского палеовулкана подтвердили широкое распространение высококалиевой пирокластики и игнимбритов [Letnikova et al., 2020; Izokh et al., 2024]. Возраст высококалиевого вулканизма был определен при помощи U-Pb-датирования цирконов и составил 640 млн лет [Letnikova et al., 2021]. Lu-Hf-изотопная систематика цирконов указывает на связь этого вулканизма с неопротерозойским щелочным магматизмом юга Сибирского кратона [Izokh et al., 2024]. На данной площади также закартировано несколько тел долеритов, в том числе даек (рис. 1, б). Наиболее крупное тело имеет сложную форму, размеры примерно 1.5×2.0 км в плане, контакт с окружающими породами не вскрыт. Второе крупное тело связано с доминирующей системой разломов северного, северо-восточного направления. Оно имеет вытянутое строение с размерами 8×2 км в плане. Мощность даек не превышает первых метров. Геологические наблюдения [Bessolitsyn et al., 1969] свидетельствуют о внедрении долеритов в докембрийские карбонатно-террригенно-туфогенные отложения. Согласно авторам, наблюдаются явления взаимодействия этих отложений с долеритовой магмой, с образованием на контактах метасоматически измененных пород (хлоритизация, карбонатизация, окремнение и другие). При этом остался нерешенным вопрос о комагматичности (синхронности) долеритов и высококалиевых вулканитов Марского вулкана на данной территории. Геологические соотношения интрузивных тел долеритов и вулканитов (рис. 1, б) позволяют, на первый взгляд, предполагать временную сопряженность формирования этой вулканоплутонической ассоциации.При этом петрографические исследования авторов в брекчированных породах «жерловой фации» Марского вулкана, расположенных в непосредственной близости от долеритов, показали отсутствие обломков последних.4. ПЕТРОГРАФИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА ПОРОДПреобладающей разновидностью изученных пород являются долериты. Они, в целом, близки по составу и структурно-текстурным особенностям (рис. 2). Основными поpодообpазующими минералами являются клинопиpокcен (25–35 %), плагиоклаз (45–50 %), амфибол (~5 %). Количество калиевого полевого шпата и кварца достигает 5 об. %, а из акцессорных минералов отмечены апатит, биотит, ильменит, титаномагнетит, титанит, пирит, эпидот, барит, кальцит, бадделеит и циркон, гранат. Структура пород долеритовая, офитовая в интерстициях – гранофировая (срастание кварца и калиевого полевого шпата).

Плагиоклаз образует крупные идиоморфные призматические зерна размером 0.1–0.5 мм, являющиеся каркасом породы. Как правило, он зональный, с ядрами основного состава и каймами, состоящими из олигоклаза. Клинопироксен образует ксеноморфные угловатые зерна размером 0.5–2.0 мм, которые располагаются в интерстициях между лейстами идиоморфного плагиоклаза (рис. 2, а, в). Он частично или полностью замещен агрегатом актинолита и хлорита. Титаномагнетит равномерно распределен в породе и образует ксеноморфные угловатые или с заливообразными краями зерна размером 0.1–0.3 мм. К рудным минералам приурочены зерна хлоритизированного биотита. В нем отмечаются мелкие кристаллы циркона, вокруг которых видны плеохроичные дворики. В породе достаточно много апатита, который образует удлиненно-призматические кристаллы. Последовательность кристаллизации: плагиоклаз – плагиоклаз+клинопироксен – титаномагнетит+амфибол – кварц+калиевый полевой шпат+апатит.

Повсеместно наблюдаются процессы соссюритизации по плагиоклазу, а клинопироксен замещается актинолитом и хлоритом. Биотит также замещается хлоритом. Из первичного парагенезиса сохраняется только бурый амфибол. Последний по химическому составу относится к ферро-эдениту и гастингиту. Кварц отмечается как в виде кварц-калиево-полевошпатовой графики (рис. 2, б, г), так и в виде отдельных зерен. При этом вероятно, что повышенные содержания кварца связаны с метаморфизмом, хотя значительной перекристаллизации породы не происходит. Вторичные процессы также представлены развитием по трещинам граната гроссуляр-андрадитового ряда, барита в ассоциации с кальцитом. Вторичные изменения свидетельствуют о том, что базиты метаморфизованы в условиях фации зеленых сланцев.

Для геохронологических исследований отобраны пробы из различных частей тел долеритов в районе распространения щелочных вулканических пород Марского вулкана (см. рис. 1, б). Бадделлеит был обнаружен только в двух из шести образцов, в то время как редкие зерна циркона, хотя и обнаруживаются в шлифах, либо имеют слишком незначительный размер, либо сложное внутреннее строение, что делает их непригодными для изучения.

Выделенный из проб M-8-1/21 (54°55.15' с.ш., 98°34.73' в.д.) и M-1-2/21 (54°51.80' с.ш., 98°34.58' в.д.) долеритов бадделеит представлен главным образом игольчатыми, реже пластинчатыми прозрачными и полупрозрачными кристаллами светло-коричневого и коричневого цвета с однородным внутренним строением. Размер кристаллов не превышает 50 мкм. Следует отметить, что количество прозрачных и «чистых» кристаллов бадделеита в долерите из пробы M-1-2/21 значительно выше. U-Pb изотопные исследования выполнены для четырех микронавесок бадделеита (4–7 кристаллов) из долерита пробы M-8-1/21 и трех микронавесок (2–3 кристалла бадделеита) из долерита пробы M-1-2/21 (табл. 1). Изученный бадделеит характеризуется незначительной возрастной дискордантностью (4.3–2.2 %, № 1–5; рис. 3, а; табл. 1) или конкордантен (№ 4, 6–7; рис. 3, б; табл. 1).

Таблица 1. Результаты U-Pb геохронологических исследований бадделеита из долеритов бассейна р. МараTable 1. Results of U-Pb geochronological studies of baddeleyite from dolerites of the Mara River basinНомер п/пРазмерная фракция (мкм) и характеристика бадделеитаU/Pb*Pbc/PbtИзотопные отношенияRhoВозраст, млн лет206Pb/204Pb207Pb/206Pb**208Pb/206Pb**207Pb/235U206Pb/238U207Pb/235U206Pb/238U207Pb/206PbПроба М-8-1/21130–45, 5 зер., св-кор., пласт.3.630.053080.0999±30.0261±13.7480±1650.2722±40.541582±61552±31622±72>45, 4 зер., кор., иг.3.590.036590.0993±20.0340±13.8161±1180.2788±50.701596±51586±31610±43>45, 7 зер., кор., иг.3.610.038150.0999±10.0295±13.8382±960.2787±50.831600±41585±31622±34>45, 6 зер., св-кор., иг.3.260.311250.1005±40.0688±23.9544±2180.2854±70.551624±91619±51633±9Проба М-1-2/215>45, 3 зер., кор., иг.3.670.013060.1005±40.0189±13.8022±1650.2744±60.661593±91563±51633±86>45, 2 зер., кор., иг.3.540.0311070.0997±10.0318±13.9067±970.2843±50.861615±41613±31618±27>45, 3 зер., св-кор., иг.3.490.027480.1005±20.0457±13.9497±1300.2851±80.881624±51617±51633±3Примечание. * – навеска бадделеита не определялась; Pbc – обычный свинец; Pbt – общий свинец; ** – измеренные изотопные отношения; Rho – коэффициент корреляции ошибок отношений 207Pb/235U – 206Pb/238U. Величины ошибок (2σ) соответствуют последним значащим цифрам после запятой.Notes. * – baddeleyite sample weight was not determined; Pbc – common lead; Pbt – total lead; ** – measured isotope ratios; Rho – correlation coefficient of the 207Pb/235U – 206Pb/238U ratio errors. Error values (2σ) correspond to the last significant digits after the decimal point.

Точки 1, 3, 4 изотопного состава бадделеита из долерита пробы M-8-1/21 аппроксимируются дискордией (рис. 3, а), верхнее пересечение которой с конкордией соответствует возрасту 1626±10 млн лет (СКВО=0.42, нижнее пересечение отвечает возрасту 196±430 млн лет) и совпадает в пределах погрешности с величиной конкордантного возраста 1624±5 (СКВО=0.58), рассчитанного для шести светло-коричневых игольчатых кристаллов бадделеита (табл. 1, № 4). Несколько в стороне от рассчитанной дискордии располагается точка изотопного состава четырех кристаллов бадделеита коричневого цвета игольчатого облика (№ 2), которые отличаются несколько более молодым возрастом (207Pb/206Pb – 1610±4 млн лет). Не исключено, что ее положение отражает посткристаллизационные потери радиогенного свинца бадделеитом, связанные с более поздним термальным событием.Лучшая сохранность кристаллов бадделеита из пробы M-1-2/21 долеритов отражается в наличии двух конкордантных оценок возраста (№ 6, 7; рис. 3, б; табл. 1) – 1616±4 млн лет (СКВО=1.8). Средняя величина возраста (207Pb/206Pb) проанализированного бадделеита из трех микронавесок этой пробы составляет 1622±3 млн лет (СКВО=2.0) и совпадает в пределах погрешности с его конкордантным возрастом.Возраст бадделеита из изученных долеритов двух проб совпадает в пределах погрешности и составляет 1624±5 – 1616±4 млн лет.6. ГЕОХИМИЯ И ИЗОТОПНЫЙ Sm-Nd СОСТАВ ДОЛЕРИТОВПороды на классической TAS диаграмме (Na2O+K2O) – SiO2 располагаются в поле базальтов и андезибазальтов (рис. 4, а). По соотношению SiO2 к немобильным Zr/TiO2 они могут быть отнесены к умеренно щелочным базальтам [Winchester, Floyd, 1977], на треугольной диаграмме Al2O3–(FeO*+TiO2)‒MgO [Jensen, 1976] точки составов пород попадают в поля толеитовой серии и находятся в поле высокожелезистых толеитов (рис. 4, б).

По содержанию титана породы характеризуются широкими вариациями (от 1.08 до 3.46 мас. % TiO2). В целом, показатели Mg# равны 46–53, концентрации совместимых элементов варьируются (24–237 г/т Cr, 64–183 г/т Ni) (табл. 2). При этом образец долеритов с высоким содержанием титана характеризуется более низкой Mg#=31 при содержании Cr и Ni 5 и 12 г/т соответственно.

Долериты характеризуются преобладанием легких лантаноидов над тяжелыми, с(La/Yb)n=5.3‒5.8 и (Gd/Yb)n=1.4‒1.8. Кроме того, они либо не имеют, либо имеют слабовыраженную аномалию Eu (Eu/Eu*=0.88‒1.09) (рис. 5). При этом высокотитанистый долерит, обладая схожей конфигурацией графика РЗЭ, нормированного к хондриту, характеризуется более высокой концентрацией РЗЭ. На мультиэлементных диаграммах можно наблюдать отрицательные аномалии по Nb и Ta, а также отсутствие или слабовыраженную отрицательную аномалию по Ti (рис. 5, б). Для пород отмечаются вариации в содержании Rb, K и Ba (рис. 5, б), что, наиболее вероятно, связано с процессами их вторичного преобразования. Наиболее высоко-Ti долерит с Mg#=31 обнаруживает четко выраженную положительную аномалию по титану и более высокие концентрации Nb-Ta, Zr-Hf (рис. 5, б). На графиках (рис. 5) видно, что спектры распределения долеритов р. Мара характеризуются одинаковым поведением редких элементов с долеритами р. Бирюса, для которых получен аналогичный возраст [Gladkochub et al., 2021].

Данные по изотопному составу Nd приведены в табл. 3. Долериты имеют изотопные значения 143Nd/144Nd, варьирующиеся от 0.511663 до 0.511667, с рассчитанными на полученный возраст отрицательными величинами εNd(t) (‒5.3), независимо от магнезиальности пород (табл. 3). Стоит отметить, что палеопротерозойские долериты р. Бирюса имеют схожие отрицательные εNd(t) значения [Gladkochub et al., 2021].

Таблица 3. Sm-Nd изотопные данные для долеритов р. МараTable 3. Sm-Nd isotope data for dolerites of the Mara RiverНомер образцаВозраст, млн летSm, ppmNd, ppm147Sm/144Nd143Nd/144Nd(t)±2σεNd(t)M-8-1/2116244.3219.940.13090.510269±5–5.3M-1-2/2116163.6316.760.13090.510273±4–5.3

Полученные новые геохронологические данные с использованием U-Pb метода для бадделеита из разных тел долеритов в районе р. Мара, которые ранее относились к нерсинскому комплексу, свидетельствуют о том, что породы имеют возраст, близкий к ~1616–1624 млн лет, который сопоставим с возрастом долеритов (1613 млн лет), изученных в среднем течении р. Бирюса [Gladkochub et al., 2021]. К сожалению, авторам не удалось проследить прямые взаимоотношения с высококалиевыми вулканическими породами, но вполне вероятно, что в рассматриваемом районе присутствуют отдельные разновозрастные интрузии долеритов, ранее отнесенных к единому нерсинскому комплексу. Д.П. Гладкочуб и соавторы [Gladkochub et al., 2021] отметили, что в период 1.64–1.61 млрд лет на южной окраине Сибирского кратона происходило локальное внутриконтинентальное растяжение. Этот факт подтверждается появлением редких долеритовых роев, в то время как возраст осадочных отложений шангульежской свиты, в которой расположены долериты, относящиеся к карагасской серии, вероятно, превышает указанный временной интервал [Ernst et al., 2016; Gladkochub et al., 2021]. Это событие можно связать с формированием долеритового роя Мелвилл-Бугт в Гренландии, простирающегося примерно на 2000 км и формировавшегося в период 1.63–1.62 млрд лет [Ernst et al., 2016; Klausen, Nilsson, 2019]. После этого периода и до 0.75 млрд лет произошел заметный перерыв в эндогенной активности, в результате чего магматические и субвулканические образования, такие как долеритовые дайки, щелочные пикриты, лампроиты, карбонатиты, приобрели типичные черты внутриплитных формаций [Gladkochub et al., 2021]. Относительно редкое проявление мафического магматизма в интервале 1.65–1.58 млрд лет по сравнению с другими временными интервалами указывает на то, что он не был связан с гигантскими событиями мантийных плюмов, что было характерно для периода 0.70–0.75 млрд лет [Gladkochub et al., 2021]. Можно отметить, что временной интервал 725–715 (740?) млн лет фиксируется датировками долеритов в различных частях южного обрамления Сибирского кратона [Sklyarov et al., 2003; Gladkochub et al., 2006; Romanov et al., 2020; Ernst et al., 2023]. В некоторых случаях эти долериты образуют явные секущие контакты с отложениями карагасской серии, предполагаемый возраст которых составляет 1100–740 млн лет. При этом стоит отметить, что в вендских отложениях оселковой серии, которая перекрывает карагасскую серию, породы нерсинского комплекса отсутствуют [Metelkin et al., 2005]. Учитывая временные и пространственные корреляции долеритов в районе рек Мара и Бирюса, можно предположить, что долериты с возрастом 1.6 млрд лет, вероятно, более широко распространены в пределах Нерсинского комплекса.

Полученные петрохимические данные свидетельствуют о наличии возможных процессов дифференциации в пределах отдельных тел, которые проявляются в возрастании титана при снижении магнезиальности. С повышением титанистости отмечается понижение Mg#, Cr, Ni, повышение, наряду с Ti, содержаний Fe2O3, Zr, Nb, РЗЭ. При этом, согласно исследованиям О.М. Туркиной с соавторами [Turkina et al., 2021; Turkina, Izokh, 2023], процессы фракционной кристаллизации не приводят к вариациям (La/Sm)pm, (Nb/Y)pm и (Nb/La)pm соотношений в породах и могут быть использованы для оценки параметров их исходных расплавов и оценки состава источников, участвовавших в их формировании.

В исследуемых долеритах при уменьшении Mg# не отмечается сколько-нибудь значимых вариаций (La/Sm)pm и (Nb/Y)pm отношений и виден незначительный разброс (Nb/La)pm отношений (рис. 6, б), который можно было бы рассматривать как признак коровой контаминации. На диаграммы (рис. 6) в качестве потенциальных коровых компонентов нанесены средние значения для палеопротерозойских гранитов саянского комплекса, распространенных в Бирюсинском выступе [Donskaya et al., 2014] и верхней коре [Rudnick, Gao, 2013], характеризующихся более высокими (La/Sm)pm, (Nb/Y)pm и более низкими (Nb/La)pm отношениями в сравнении с исследуемыми породами.

В случае коровой контаминации каким-либо из вышеперечисленных компонентов закономерно происходило бы изменение этих отношений в исследуемых породах и тяготение точек составов пород к коровым компонентам, чего не наблюдается на графиках. Дополнительным свидетельством против сколько-нибудь значимого влияния процесса коровой контаминации является также отсутствие зависимости между Mg# и ɛNd(t), поэтому имеющиеся геохимические особенности можно рассматривать как характеристики состава исходных расплавов для исследуемых пород, унаследованные от мантийного источника.

Ключевыми чертами редкоэлементного состава исследуемых пород района р. Мара, так же как и одновозрастных долеритов р. Бирюса [Gladkochub et al., 2021], являются повышенные концентрации легких РЗЭ, обеднение Nb-Ta относительно Th и легких РЗЭ, что характерно для надсубдукционных базальтов или внутриплитных континентальных базальтов, сформированных при плавлении метасоматизированной литосферной мантии. Расположение точек составов исследуемых пород выше поля базальтов N-MORB ‒ E-MORB ‒ OIB на диаграмме Th/Yb ‒ Nb/Yb [Pearce, 2008] (рис. 7, а) и в пределах полей SZLM и OIB+EM на диаграмме Th/Nb – TiO2/Yb [Pearce et al., 2021] (рис.7, б) в сочетании с отрицательными значениями ɛNd(t) может указывать на доминирующую роль метасоматизированной литосферной мантии при формировании расплавов для данных пород либо на вклад материала континентальной коры. Как было показано выше, отмеченные геохимические характеристики исследуемых пород вряд ли были связаны с процессами коровой контаминации, поэтому более вероятным представляется первый вариант.

Следует отметить, что на диаграммах Th/Yb ‒ Nb/Yb и Th/Nb – TiO2 (рис. 7, а, б) недатированные образцы долеритов (Мар-11\23, Мар-8Ил\23) демонстрируют значительное сходство с таковыми из района р. Бирюса [Gladkochub et al., 2021]. Эти данные могут косвенно указывать на схожий возраст и близость источников. В то же время два других образца (M-1-2/21 и M-8-1/2), возраст которых определен как 1616 и 1624 млн лет, демонстрируют незначительные отличия в геохимических характеристиках (рис. 7, а, б) и имеют более низкие отрицательные значения εNd(t) по сравнению с долеритами р. Бирюса (1613 млн лет) [Gladkochub et al., 2021], что может указывать на больший вклад обогащенного мантийного компонента. Учитывая имеющееся расхождение по возрасту в диапазоне 1613–1624 млн лет, нельзя исключить возможность нескольких импульсов внедрения долеритов (как упоминалось в статье [Gladkochub et al., 2021]). Это также позволяет предполагать вариации в составах источников на различных стадиях их формирования.

Стоит отметить, что для неопротерозойских долеритов нерсинского комплекса, широко распространенных на территории Бирюсинского выступа, также предполагается вклад в мантийный расплав, помимо астеносферного компонента, вещества метасоматизированной литосферной мантии [Sklyarov et al., 2003; Gladkochub et al., 2006]. Многочисленные исследования [Davies et al., 2006; Ariskin et al., 2015; Doroshkevich et al., 2018, 2020; Turkina, Izoh, 2023; Donskaya et al., 2023; и ссылки в этих работах] разновозрастных магматических (ультраосновных – основных, основных, щелочно-основных, карбонатитовых) комплексов южной окраины Сибирского кратона, распространенных на Алдано-Становом щите, в Северном Прибайкалье (включая Байкальский выступ), Шаражалгайском выступе, свидетельствуют об обогащенных литосферных мантийных источниках. Это позволяет предположить общие черты механизма и времени формирования обогащенной литосферной мантии. При этом исследователи считают [Davies et al., 2006; Ariskin et al., 2015; Doroshkevich et al., 2018, 2020; Turkina, Izoh, 2023], что метасоматические преобразования литосферной мантии южной и юго-западной краевых частей Сибирского кратона были связаны с аккреционными процессами в раннепротерозойский – архейский период формирования континентальной литосферы южной окраины Сибирского кратона.

Палеопротерозойские мафические породы р. Мара представлены небольшими интрузиями долеритов, образованными в интервале 1624–1616 млн лет субсинхронно с проявлением базитового магматизма р. Бирюса.

Все базиты характеризуются обогащением легкими редкими землями и демонстрируют фракционированные мультиэлементные спектры с минимумами по содержанию Nb, Ta и Ti. Кроме того, они обладают низкими значениями εNd(t) (–5.3), что указывает на важную роль метасоматизированной литосферной мантии в формировании расплавов для данных пород.

Авторы выражают свою искреннюю благодарность Д.А. Орсоеву и Т.В. Донской за их критические замечания и активное участие в обсуждении полученных результатов.

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.

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

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