Sources and evolution of miocene-pleistocene alkaline magmatism in the north-east part of the arabian plate (data from Sr–Nd–Pb isotopic systematics and K–Ar geochronometry)

Texto integral

Введение

Изучение условий формирования и особенностей геохимической эволюции щелочных магм является одной из важных задач современной петрологии и вулканологии. Как известно, щелочные породы ограниченно распространены на Земле и встречаются преимущественно в областях развития континентального внутриплитного магматизма, зонах рифтогенеза и горячих точек мантии (Tappe еt al., 2012; Nosova et al., 2020). Заметно реже они наблюдаются в составе вулкано-плутонических комплексов активных континентальных окраин и коллизионных зон. Большинством исследователей щелочные породы рассматриваются как продукт магматизма, связанного с активностью глубинных мантийных источников. Однако в настоящее время существует несколько отличающихся по принципиальным моментам научных концепций, объясняющих петрогенезис этих специфических магматических образований. Среди них: (1) генерация расплавов в обогащенной нижней мантии (или на границе мантия – ядро) в областях формирования мантийных плюмов или горячих точек (Trieloff et al., 2000; Marty, Tolstikhin, 1998; Толстихин и др., 1999; Van der Hilst et al., 1997; Когарко, 2006; Когарко, Зартман, 2011; Лазаренков, 2010; Boehler, 2000; Anzellini et al., 2013); (2) формирование щелочных расплавов, обогащенных Nb, Zr, P и РЗЭ, в верхних областях мантии (на границе раздела астеносфера – литосфера или на уровнях субконтинентальной литосферной мантии) в специфических резервуарах, интенсивно метасоматизированных в процессе ранее протекавшей субдукции, деламинации литосферы, а также как результат участия в магмагенерации измененной океанической коры (AOC) в областях океанического спрединга и т. д. (Turner, 2002; Когарко, 2006; Рябчиков, Когарко, 2016; Keskin, 2003; Oyan et al., 2017); (3) частичное плавление метасоматизированных участков (жил) в субконтинентальной литосферной мантии под воздействием аномального теплового потока (Lustrino et al., 2010); (4) специфическое взаимодействие мантийных расплавов с веществом коры (Hofmann, 1997; Когарко, 2006; Nosova et al., 2020).

Щелочные породы представляют собой уникальный геологический объект, поскольку позволяют получить важную информацию о физико-химических условиях протекания глубинных процессов и о геохимических характеристиках мантийного вещества в различных регионах Земли на разных этапах ее развития. Особый интерес вызывают редко встречающиеся щелочные магматические ассоциации современных коллизионных зон, обычно имеющих сложное геологическое и тектоническое строение и характеризующихся широким спектром составов изверженных пород. Одной из таких зон, где молодые щелочные вулканиты распространены на достаточно обширной территории, является юго-восточная часть Турции – регион, где в течение всего позднего кайнозоя продолжалась конвергенция Аравийской и Евразийской литосферных плит.

Евразийско-Аравийская коллизионная зона охватывает всю северную часть Аравийской плиты, Восточно-Анатолийское нагорье, сложенное породами надсубдукционного и аккреционного комплексов, и складчатые сооружения Большого и Малого Кавказа. Позднекайнозойский вулканизм начался здесь в начале-середине миоцена в зоне Восточно-Анатолийского трансформного разлома после завершения коллизии Евразийской, Турецкой, Иранской и Аравийской плит и окончательного закрытия океанического бассейна Неотетис (Okay et al., 2010; Karaoğlan et al., 2016; Oyan, 2018; Açlan, Altun, 2018). Впоследствии магматическая активность мигрировала к северу на территорию Восточной Анатолии и в конце миоцена появилась уже в пределах Кавказского региона (Лебедев и др., 2013). Опубликованные данные (Ercan et al., 1990; Notsu et al., 1995; Lustrino et al., 2010; Keskin et al., 2012а, б; Ekici et al., 2012, 2014; Türkecan, 2015; Lebedev et al., 2016; Özdemir et al., 2019; Oyan et al., 2023) свидетельствуют о том, что проявления молодого базальтового вулканизма повышенной щелочности широко распространены в пределах всей коллизионной зоны. Однако к северу от сутурной зоны Битлис-Загрос в источниках расплавов отчетливо заметно присутствие субдукционной компоненты, появившейся в мантийных резервуарах под регионом в период закрытия океана Неотетис, в то время как к югу от этой зоны в пределах крайней северной части Аравийской плиты (плато Газиантеп, Шанлыурфа, Караджадаг, Алемдаг и др.) вулканическая активность представлена извержениями щелочных базальтов с внутриплитными геохимическими характеристиками.

Детальные петролого-геохимические и геохронологические исследования для вулканических пород северной части Аравийской плиты к настоящему времени проведены только для области Караджадаг, где магматизм развивался в период с середины миоцена до конца плейстоцена и был связан одновременно с плавлением литосферной и астеносферной мантии в различных пропорциях в разные периоды времени (Lustrino et al., 2010; Keskin et al., 2012а, б; Ekici et al., 2012, 2014). Остальные ареалы молодого внутриплитного магматизма на юго-востоке Турции вплоть до последнего времени оставались слабо изученными; лишь в последние годы начали появляться статьи, в которых приводятся данные о возрасте и источниках расплавов щелочных базальтов некоторых объектов на территории региона (Caran, Polat, 2022; Agostini et al., 2022).

В настоящей статье представлены результаты петрографического, геохимического, геохронологического и изотопно-геохимического изучения продуктов базальтового вулканизма повышенной щелочности из северо-восточной части Аравийской плиты (Турция), проведенного авторами в рамках совместного проекта РЦНИ-TUBITAK (проекты № 21-55-46006СТ (РЦНИ) и 220N062 (TUBİTAK)). В ходе работ для миоцен-плейстоценовых лав трех вулканических ареалов Батман, Курталан и Алемдаг получены новые K–Ar и Sr–Nd–Pb изотопные данные, которые позволили установить основные пространственно-временные закономерности развития магматической активности на территории региона и выявить мантийные резервуары, ответственные за генерацию расплавов под регионом на разных временных отрезках позднего кайнозоя.

Краткий геологический очерк

Изученные базальтовые вулканические ареалы, с севера на юг – Батман, Курталан и Алемдаг, расположены к югу от сутурной зоны Битлис в пределах фронтальной части Аравийской литосферной плиты (рис. 1, 2).

Породы древнего кристаллического фундамента на территории региона на дневную поверхность не выходят; они перекрыты мощным осадочным чехлом пород с возрастом от позднего мела до раннего плейстоцена (рис. 2). Нижнюю часть разреза осадочной толщи слагают позднемеловые–палеоценовые песчаники и мергели формации Germav, эоценовые известняки и доломиты формации Hoya, эоценовые конгломераты, песчаники и аргиллиты формации Gercüş (Yeşilova, Helvacı, 2012). Выше залегают олигоценовые известняки и доломиты формации Midyat, одновозрастные им доломиты и эвапориты формации Germik и миоценовые, континентального происхождения конгломераты, песчаники и алевролиты формации Şelmo. Венчают разрез раннечетвертичные песчаники и конгломераты формации Lahta. Наблюдаемая смена во времени типов осадочных пород фиксирует постепенное исчезновение на территории региона шельфового морского бассейна в период с конца палеогена до миоцена.

 

Рис. 1. Геотектоническая схема Аравийско-Евразийской коллизионной зоны (по данным Philip et al., 2001 с изменениями и дополнениями авторов). Показан район исследований и изученные ареалы молодого вулканизма (1 – Батман, 2 – Курталан, 3 – Алемдаг). 1 – ареалы неоген-четвертичного магматизма, 2 – крупнейшие четвертичные вулканы, 3 – тектонические нарушения (а – главные надвиги и взбросы, б – главные сдвиги, в – второстепенные разломы).

 

Рис. 2. Схематическая геологическая карта северо-восточной части Аравийской плиты, составленная на основе геологических карт Турции и Сирии масштаба 1:500000. Указаны места отбора проб и полученные для них в настоящей работе значения K-Ar возраста (млн лет). 1 – неоген-четвертичные континентальные обломочные отложения, 2 – среднечетвертичные базальтовые лавы (около 1.5–1.3 млн лет), 3 – раннечетвертичные базальтовые лавы (около 2.0–1.9 млн лет), 4 – плиоценовые базальтовые лавы (около 3.0 млн лет), 5 – миоценовые базальтовые лавы (6.1–4.9 млн лет), 6 – известняки, обломочные отложения и эвапориты палеогена, 7 – вулканиты палеогена, 8 – мергели мела, 9 – известняки поздней юры, 10 – палеозойские метаморфические комплексы Битлис-Потуржского массива, 11 – сутура Битлис, 12 – места отбора проб.

 

Вулканический ареал Батман находится к СВ от административного центра одноименной провинции Турции, в 75 км к востоку от крупнейшего в регионе молодого вулканического плато Караджадаг (рис. 1, 2, 3а). Излияния основных лав здесь, вероятно, происходили из серии трещинных аппаратов, локализованных в зоне крупного тектонического разлома. Щелочные базальты Батмана слагают вытянутый в направлении СЗ-ЮВ, ранее единый узкий покров (возможно, остатки долинного лавового потока), расчлененный эрозией на два крупных и множество мелких останцов, общей площадью около 30 км² и протяженностью порядка 24 км. В настоящее время он представляет гряду из столовых гор – горы Кира (Caran, Polat, 2022), возвышающихся над окружающей местностью на относительную высоту до 70 м. Молодые лавы несогласно залегают непосредственно на речных и равнинных осадочных отложениях формации Şelmo (рис. 3б), датируемых средним-поздним миоценом (Yeşilova, Helvacı, 2012), что ограничивает нижний возрастной рубеж их образования поздним миоценом. Согласно нашим полевым наблюдениям, покров Батман образован как минимум двумя лавовыми горизонтами. Верхние лавы имеют пористую текстуру, часто с выраженной столбчатой отдельностью, а нижние – представлены массивными вулканитами. В подошве лав, в осадочных отложениях, часто наблюдается мощная зона закалки (рис. 3б).

 

Рис. 3. Стратиграфические взаимоотношения молодых базальтовых лав и осадочных образований чехла Аравийской плиты в пределах изученных ареалов молодого вулканизма (фото – V. Oyan). (а) – вулканический покров Батман в районе горы Кира; (б) – залегание базальтов покрова Батман на осадочных образованиях формации Şelmo с образованием мощной зоны закалки; (в) – базальтовые лавы вулканического центра Курталан в долине р. Тигр; (г) – три стратиграфических уровня лав плато Алемдаг.

 

Вулканический ареал Курталан локализован в окрестностях городов Хасанкейф, Курталан и Сиирт (рис. 2). Центром извержения базальтовых лав в этом районе является возвышенность Гиридере, расположенная к северу от поселка Тулумташ. Вулканиты покрывают здесь территорию площадью около 40км²; с юга ареал их распространения ограничен долинами рек Дикле и Тигр. В северной части плато молодые базальты несогласно перекрывают отложения мела и палеогена, на юге – миоцена. Лавы распространялись от вулкана Гиридере преимущественно в западном и южном направлениях, согласно уклону местности; в конечном итоге они достигли долины р. Тигр (рис. 3в). Наблюдаемые стратиграфические взаимоотношения указывают на их постмиоценовый возраст.

Вулканический ареал Алемдаг, имеющий площадь около 900 км², расположенный на правобережье долины р. Тигр, на пограничных территориях Турции и Сирии в окрестностях городов Нусайбин, Идиль, Сирнак, Джизре и Камышлы (рис. 2). Извержения щелочных базальтов здесь были связаны с активностью крупного конуса Алемдаг в окрестностях города Идиль (рис. 3д), а также многочисленных трещинных аппаратов. На территории Сирии базальты плато обычно упоминаются как лавы долины р. Тигр (Abdel-Fattah, Lease, 2012; Trifonov et al., 2011). Помимо лавовых покровов в строении плато участвуют и пирокластические образования, что указывает на смешанный эффузивно-эксплозивный характер развивавшейся здесь магматической активности. Лавы Алемдага несогласно перекрывают отложения палеогена и миоцена, и, в свою очередь, в районе города Джизре перекрыты раннечетвертичными песчаниками и конгломератами формации Lahta. Суммарная мощность базальтовых покровов достигает 30 м; часто они имеют столбчатую отдельность.

Во время полевых наблюдений было установлено, что плато Алемдаг сложено тремя горизонтами базальтовых лав (рис. 3г). Наиболее молодые из них связаны с активностью конуса Алемдаг, потоки которого распространялись преимущественно в южном направлении, перекрыли продукты более ранних фаз активности и перешли на территорию Сирии. На востоке они достигли долины реки Тигр, где сейчас располагаются на верхней ее террасе.

Методы исследований

Нами были проведены полевые исследования трех указанных ареалов молодого базальтового вулканизма (Батман, Курталан и Алемдаг) в пределах северо-восточной части Аравийской плиты на территории юго-восточной Турции, по результатам которых была отобрана представительная (более 130 штук) коллекция образцов лав, которые в полной мере характеризуют основные петрологические типы пород из разных стратиграфических уровней трех упомянутых выше ареалов. По результатам петрографического и геохимического изучения из них было отобрано 15 образцов с минимальными признаками низкотемпературных вторичных изменений. В табл. 1 представлены географические координаты мест отбора образцов, названия и химический состав пород; на рис. 2 также указаны места их отбора. Предварительная подготовка проб для геохимического, K–Ar геохронологического и Sr–Nd–Pb изотопно-геохимического изучения включала их дробление в металлической ступке до размера зерен 0.25 мм. Затем проба делилась на две навески по 50–100 г. Первая истиралась до пудры и использовалась для определения содержаний породообразующих оксидов, рассеянных элементов, а также изотопного состава Sr, Nd и Pb. Вторая навеска использовалась для K–Ar датирования. Вручную под оптическим контролем из нее удалялись минералы вкрапленники, а оставшаяся основная масса вулканитов обрабатывались слабым раствором соляной кислоты для удаления ксеногенного карбоната.

 

Таблица 1. Места отбора и химический состав изученных образцов

Образец	Батман			Курталан			Алемдаг, фаза I		Алемдаг, фаза II				Алемдаг, фаза III
	APB8	APB14	APB23	APK40	APK50	APK54	APC65	APC123	APC63	APC67	APC113	APC119	APC114	APC124	APC136
Координаты (WGS84)	37°56'37.27"С 41°13'40.55"В	37°54'57.84"С 41°16'02.96"В	37°49'58.98"С 41°20'38.46"В	37°46'34.49"С 41°41'50.87"В	37°45'46.15"С 41°43'34.17"В	37°47'23.82"С 41°45'0.96"В	37°22'10.02"С 41°51'41.82"В	37°15'59.23"С 42° 7'57.18"В	37°17'43.44"С 41°49'9.00"В	37°23'37.80"С 41°51'36.48"В	37°15'10.22"С 41°51'6.02"В	37°21'19.21"С 42° 1'12.10"В	37°14'59.87"С 41°57'4.55"В	37°14'34.38"С 42° 8'5.91"В	37°18'19.60"С 42° 9'23.46"В
Порода	гавайит	гавайит	гавайит	базальт	базальт	базальт	базальт	базальт	тефрит	базанит	тефрит	тефрит	базальт	базальт	базальт
Образец	Батман			Курталан			Алемдаг, фаза I		Алемдаг, фаза II				Алемдаг, фаза III
	APB8	APB14	APB23	APK40	APK50	APK54	APC65	APC123	APC63	APC67	APC113	APC119	APC114	APC124	APC136
Координаты (WGS84)	37°56'37.27"С 41°13'40.55"В	37°54'57.84"С 41°16'02.96"В	37°49'58.98"С 41°20'38.46"В	37°46'34.49"С 41°41'50.87"В	37°45'46.15"С 41°43'34.17"В	37°47'23.82"С 41°45'0.96"В	37°22'10.02"С 41°51'41.82"В	37°15'59.23"С 42° 7'57.18"В	37°17'43.44"С 41°49'9.00"В	37°23'37.80"С 41°51'36.48"В	37°15'10.22"С 41°51'6.02"В	37°21'19.21"С 42° 1'12.10"В	37°14'59.87"С 41°57'4.55"В	37°14'34.38"С 42° 8'5.91"В	37°18'19.60"С 42° 9'23.46"В
Порода	гавайит	гавайит	гавайит	базальт	базальт	базальт	базальт	базальт	тефрит	базанит	тефрит	тефрит	базальт	базальт	базальт
Породообразующие оксиды, мас. %
SiO2	47.35	47.03	47.22	46.07	45.75	45.82	46.34	46.49	46.65	44.92	45.32	44.21	48.29	47.28	47.46
TiO2	3.54	3.50	3.57	2.67	2.63	2.62	1.89	1.91	2.15	2.31	2.03	2.42	1.70	1.82	1.79
Al2O3	13.97	13.70	13.58	14.38	14.17	14.17	14.90	14.33	14.66	14.37	14.18	13.91	14.76	14.99	14.68
Fe2O3 общ.	14.90	14.82	14.72	13.47	13.36	13.27	12.77	12.79	14.07	14.81	14.19	14.74	13.28	12.60	13.46
MnO	0.23	0.22	0.23	0.16	0.16	0.16	0.16	0.16	0.16	0.18	0.17	0.18	0.16	0.16	0.17
MgO	3.98	4.35	3.81	8.70	9.12	8.97	7.75	9.20	6.35	6.55	6.22	6.72	8.89	8.69	9.15
CaO	8.01	8.13	8.56	8.69	8.85	8.79	10.28	9.48	6.73	7.61	7.36	7.12	8.27	9.82	8.75
Na2O	3.95	3.98	4.21	3.63	3.59	3.49	3.40	3.54	6.29	5.61	6.85	6.72	3.46	3.17	3.27
K2O	1.47	1.41	1.40	1.26	1.24	1.20	0.86	0.97	2.17	1.84	2.31	2.25	0.70	0.72	0.76
P2O5	1.64	1.59	1.62	0.38	0.34	0.35	0.29	0.32	0.76	0.85	0.83	0.97	0.22	0.27	0.24
ППП	0.70	1.00	0.80	0.20	0.40	0.80	1.00	0.40	-0.14	0.83	0.34	0.61	-0.10	0.10	-0.10
Сумма	99.04	98.73	98.92	99.41	99.21	98.84	98.64	99.19	99.99	99.05	99.46	99.24	99.73	99.52	99.73
TA	5.42	5.39	5.61	4.89	4.83	4.69	4.26	4.51	8.46	7.45	9.16	8.97	4.16	3.89	4.03
Mg#	0.35	0.37	0.34	0.56	0.58	0.57	0.55	0.59	0.47	0.47	0.47	0.48	0.57	0.58	0.58
Нормативный состав (CIPW Norm)
Or	8.77	8.44	8.36	7.49	7.39	7.18	5.15	5.78	12.83	10.98	13.73	13.40	4.15	4.28	4.50
Ab	33.75	34.11	36.01	22.97	21.28	22.64	22.18	22.16	22.04	19.64	15.20	14.53	29.36	25.64	27.75
An	16.20	15.55	14.18	19.34	19.04	19.68	23.17	20.51	5.36	8.68	1.13	1.15	22.74	24.66	23.20
Ne	–	–	–	4.29	5.06	3.92	3.79	4.36	16.90	15.32	23.34	23.17	–	0.71	–
Di	10.78	12.12	14.85	17.34	18.49	17.81	21.57	19.99	18.60	19.29	24.27	22.55	13.73	18.21	15.18
Hy	10.47	7.55	3.43	–	–	–	–	–	–	–	–	–	4.02	–	0.46
Ol	1.91	4.29	4.99	16.16	16.58	16.66	13.98	16.87	9.82	11.11	7.41	8.94	16.29	16.87	18.99
Mt	7.51	7.48	7.54	6.42	6.35	6.27	5.85	5.94	8.63	8.58	9.14	9.38	5.99	5.54	5.97
Il	6.79	6.74	6.86	5.10	5.04	5.37	3.64	3.66	4.09	4.43	3.88	4.63	3.24	3.48	3.41
Ap	3.92	3.82	3.88	0.91	0.81	0.84	0.70	0.76	1.80	2.03	1.98	2.32	0.52	0.64	0.57
Микроэлементы, г/т
Li	16.69	14.52	16.08	7.27	9.04	9.36	7.17	8.22	13.50	12.34	12.24	14.19	8.74	8.77	9.18
Be	1.97	2.09	1.76	1.66	2.66	1.77	1.76	1.32	4.51	4.02	5.66	7.33	1.65	2.40	2.16
Sc	25.45	28.14	27.51	15.09	15.01	15.53	17.57	18.75	11.17	13.97	10.87	13.01	23.60	26.56	22.25
V	159.56	156.95	162.44	189.94	184.25	183.47	179.90	182.05	111.23	132.47	103.73	143.42	216.88	238.02	222.80
Cr	3.75	3.98	4.06	194.98	190.69	204.78	240.71	267.38	122.36	126.99	119.53	133.50	288.87	316.45	307.82
Co	26.61	26.72	27.47	56.65	56.22	59.76	50.87	56.39	46.41	49.30	43.67	49.49	57.91	55.96	59.36
Ni	4.41	4.11	4.25	199.90	203.41	219.72	157.28	231.89	135.71	141.90	131.74	123.83	213.56	175.22	217.80
Cu	20.98	23.52	28.08	72.82	67.23	74.60	70.97	53.70	53.19	52.41	53.65	55.93	67.02	57.36	57.43
Zn	138.87	141.70	142.99	151.11	140.75	148.95	127.29	134.71	209.79	201.53	217.05	250.71	155.99	142.44	154.71
Ga	27.21	27.10	27.48	21.63	20.53	22.04	19.69	20.02	32.81	33.03	35.47	41.77	20.61	21.97	21.48
Ge	12.03	12.29	12.00	7.95	7.83	7.72	6.77	6.72	9.54	11.40	11.27	12.62	7.46	6.52	7.34
As	7.06	9.45	8.67	4.14	4.16	3.66	10.23	2.82	5.38	9.37	6.55	12.25	2.14	2.05	2.74
Se	8.57	7.68	8.76	3.28	4.87	3.80	4.18	3.27	6.16	5.75	7.56	8.56	3.33	2.82	3.48
Rb	23.37	22.87	23.87	16.28	15.99	14.82	8.52	11.60	13.92	8.26	13.71	13.09	6.06	7.64	9.06
Sr	349.27	356.12	370.44	531.83	538.63	528.52	473.19	512.94	983.92	1037.01	1142.74	1318.16	369.87	466.05	425.35
Y	48.23	49.83	49.42	18.01	17.59	17.95	18.13	16.66	14.22	16.47	15.03	16.24	18.32	19.23	17.53
Zr	271.64	278.39	282.14	185.62	182.00	183.23	163.06	163.37	392.71	366.87	405.37	498.98	149.80	148.21	151.37
Nb	19.18	19.80	20.07	46.44	45.21	45.46	23.80	29.33	52.22	41.33	53.66	46.25	13.25	16.99	16.85
Mo	1.28	1.85	2.02	2.07	1.64	2.27	1.70	2.01	3.79	4.72	3.34	<ПО	<ПО	<ПО	<ПО
Cd	0.15	0.14	0.23	0.12	0.14	0.13	0.05	0.05	0.15	0.07	0.08	0.16	0.14	0.08	0.06
Sn	3.05	2.66	2.48	1.80	1.93	1.63	1.42	1.29	3.76	2.92	3.44	4.10	1.56	1.40	1.74
Sb	0.85	1.00	0.74	0.13	0.12	0.11	0.08	0.14	0.21	0.21	0.13	0.22	0.08	0.08	0.07
Cs	0.61	0.38	1.13	0.45	0.41	0.45	0.14	0.25	0.33	0.14	0.22	0.50	0.20	0.13	0.19
Ba	471.85	428.46	529.40	229.24	285.25	280.57	223.85	211.99	288.57	217.11	282.12	218.65	128.54	209.48	157.66
La	38.09	38.45	37.76	24.80	24.03	23.12	20.96	23.39	38.98	43.99	45.64	45.48	13.22	16.82	14.91
Ce	87.90	89.21	87.35	50.27	48.89	47.38	41.70	44.79	81.43	90.46	93.30	94.14	27.96	33.57	30.75
Pr	12.40	12.56	12.43	6.46	6.30	6.13	5.32	5.45	10.42	11.45	11.90	11.39	3.59	4.16	3.79
Nd	56.80	57.40	56.47	27.00	26.86	26.01	22.14	22.65	43.80	47.31	48.66	48.12	16.53	18.41	16.97
Sm	13.03	13.37	13.24	6.17	6.11	5.99	5.20	5.04	8.84	9.82	10.18	9.75	3.93	4.17	4.05
Eu	5.25	5.44	5.30	2.13	2.10	2.06	1.81	1.76	3.07	3.29	3.46	2.96	1.32	1.46	1.34
Gd	14.69	14.85	14.65	6.30	6.16	6.05	5.48	5.33	8.03	8.69	8.64	7.55	4.02	4.38	4.12
Tb	1.93	1.95	1.93	0.81	0.81	0.78	0.74	0.71	0.93	0.99	0.98	0.91	0.61	0.63	0.60
Dy	12.00	12.17	12.00	4.75	4.62	4.57	4.55	4.27	4.62	5.10	4.80	4.06	3.49	3.56	3.41
Ho	2.18	2.21	2.18	0.79	0.76	0.76	0.80	0.73	0.64	0.74	0.66	0.61	0.66	0.68	0.64
Er	5.83	5.99	5.93	1.99	1.93	1.93	2.10	1.91	1.41	1.64	1.41	1.24	1.87	1.86	1.69
Tm	0.78	0.79	0.76	0.24	0.24	0.24	0.27	0.24	0.15	0.19	0.15	0.14	0.24	0.23	0.23
Yb	5.12	5.15	5.02	1.60	1.49	1.57	1.79	1.61	0.91	1.14	0.86	0.79	1.53	1.46	1.43
Lu	0.65	0.66	0.65	0.19	0.19	0.18	0.21	0.19	0.11	0.13	0.09	0.10	0.23	0.21	0.21
Hf	7.34	7.43	7.41	5.44	5.28	5.34	4.67	4.58	10.36	9.49	10.49	9.18	3.25	3.16	3.27
Ta	1.48	1.50	1.47	3.22	3.12	3.14	1.42	1.61	3.56	2.87	3.57	2.61	0.70	0.76	0.84
W	0.50	0.23	0.65	0.43	0.44	0.53	0.26	0.29	0.52	0.45	0.40	<ПО	<ПО	<ПО	<ПО
Tl	0.09	0.09	0.11	0.06	0.06	0.05	0.03	0.03	0.05	0.03	0.05	0.12	0.04	0.03	0.03
Pb	6.84	6.90	7.40	4.13	3.97	3.90	2.51	2.78	3.93	4.28	4.08	3.94	2.12	2.03	2.20
Bi	0.04	0.05	0.05	0.03	0.04	0.02	0.00	0.00	0.02	0.01	0.01	0.01	0.01	0.00	0.00
Th	5.13	5.13	5.00	3.29	3.12	3.05	2.70	3.05	4.05	4.10	4.34	3.44	1.67	1.80	1.85
U	1.54	1.81	1.74	0.90	0.82	0.87	0.63	0.65	1.41	1.43	1.24	1.33	0.51	0.39	0.42

Примечания. Содержания FeO и Fe₂O₃ для расчета нормативного минерального состава пород (CIPW Norm) пересчитаны из содержания Fe₂O_3общ в соответствии с уравнением из (Le Maitre, 1976). Обозначения: TA – Na₂O + K₂O; Mg# (магнезиальность) = (MgO/40) / (MgO/40 + 2*Fe₂O₃/160).

 

Методы изучения химического состава пород

Определение содержаний главных породообразующих компонентов вулканитов проведено рентгено-флюоресцентным методом на вакуумном спектрометре Axios mAX Advanced (PANalytical, Нидерланды). Анализировались препараты, представляющие собой стеклообразные диски, полученные путем плавления прокаленного материала проб горных пород в смеси с боратом лития при температуре 1200°C. Потеря массы при прокаливании (ППП) определялось гравиметрически после прокаливания порошков проб в муфельной печи при температуре 950°C в течение одного часа. При калибровке спектрометра использовались государственные стандартные образцы химического состава силикатных пород, а контроль правильности получаемых результатов осуществлялся с помощью анализа стандартных образцов горных пород (BHVO-2 и COQ-1) геологической службы США (USGS). Точность измерения породообразующих элементов, содержание которых в образцах превышает 0.5 мас. %, составляла 3–5 % отн.

Определение содержаний рассеянных элементов в горных породах проведено методом ICP-MS в ИГиНГТ КФУ (г. Казань) на квадрупольном масс-спектрометре iCAP SQ (Thermo Fisher Scientific). Вскрытие валовых проб пород, навески которых варьировали от 150 до 200 мг, осуществлялось с помощью микроволновой печи в смеси концентрированных неорганических кислот согласно многоступенчатой методике (Bettinelli et al., 2000). Перед измерением в рабочие растворы проб добавлялся трасер, представляющий собой моноэлементный раствор индия. Погрешность определения содержания анализируемых элементов, оцененная по результатам систематических анализов международных стандартов горных пород BHVO-2 и AGV-2, не превышала ±3 % (2SD). Уровень определения содержаний химических элементов составлял: 0.02–0.05 мкг/г для V, Cr, Co, 0.1–0.3 мкг/г для Cr, Ni, Ge, Sr, Y; Zr, W; Cu, 0.5–0.6 мкг/г для Zn и As, 0.06 мкг/г для Pb, 0.001–0.002 мкг/г для Li, Be, Sc, Ga, Se, Rb, Nb, Mo, Cd, Sn, Cs, Ba, REE, Hf, Ta, Tl, U и Th. Результаты представлены в табл. 1.

K-Ar метод изотопного датирования

K-Ar датирование лав выполнено с помощью высокочувствительной низкофоновой методики, разработанной в ИГЕМ РАН для определения возраста молодых вулканитов. Ее подробное описание, включающее геохимическое обоснование, характеристики применяемой аппаратуры, алгоритм проведения анализа и оценки точности результатов, изложено в статье (Чернышев и др., 2006). В качестве K-Ar геохронометра использована основная масса вулканитов. Присутствующие в некоторых образцах признаки низкотемпературных наложенных процессов, выражающиеся в иддингситизации отдельных вкрапленников оливина, не могли оказать влияние на замкнутости K-Ar изотопной системе основной массы вулканитов. Определение концентрации радиогенного ⁴⁰Ar в пробах выполнено на масс-спектрометре МИ-1201 ИГ (СЭЛМИ) на основе методики изотопного разбавления (трасер – моноизотоп ³⁸Ar). Содержание калия определено методом пламенной спектрофотометрии на приборе ФПА-01 (Элам-Центр) с точностью ±1 % отн. (σ). При расчетах возраста использованы общепринятые значения констант распада калия и изотопного отношения ⁴⁰Ar/³⁶Ar в земной атмосфере (Steiger, Jager, 1977). Результаты K-Ar датирования приведены в табл. 2.

 

Таблица 2. Результаты K-Ar датирования молодых базальтов Аравийской плиты

Образец	Калий, %	40Arрад, нг/г ± σ	40Arвозд, % (в образце)	Возраст, млн лет ± 2σ
Батман, фаза I
APB14	1.17	0.4812 ± 0.0036	73.2	5.92 ± 0.22
Батман, фаза II
APB8	1.19	0.4274 ± 0.0029	38.1	5.17 ± 0.19
APB23	1.16	0.4239 ± 0.0023	13.2	5.26 ± 0.19
Курталан
APK40	1.14	0.1022 ± 0.0019	55.0	1.29 ± 0.07
APK50	1.14	0.1157 ± 0.0019	52.1	1.46 ± 0.07
APK54	1.10	0.1173 ± 0.0014	70.0	1.54 ± 0.07
Алемдаг, фаза I
APC65	0.70	0.1460 ± 0.0017	42.0	3.00 ± 0.15
APC123	0.82	0.1714 ± 0.0019	51.3	3.01 ± 0.13
Алемдаг, фаза II
APC63	1.74	0.2302 ± 0.0024	24.8	1.91 ± 0.06
APC67	1.47	0.1947 ± 0.0021	59.0	1.91 ± 0.07
APC113	1.71	0.2202 ± 0.0013	14.4	1.86 ± 0.05
АРС119	1.78	0.2523 ± 0.0032	29.3	2.04 ± 0.07
Алемдаг, фаза III
АРС114	0.59	0.0626 ± 0.0015	71.4	1.53 ± 0.09
АРС124	0.69	0.0602 ± 0.0018	66.9	1.26 ± 0.09
APC136	0.70	0.0630 ± 0.0014	59.7	1.30 ± 0.08

 

Методы определения изотопного составаSr и Nd

Изотопный состав Sr и Nd в пробах вулканитов определен с использованием традиционных методик химической подготовки проб для изотопного масс-спектрометрического анализа (Ларионова и др., 2013). Химическое разложение навесок проб массой 50–100 мг проводилось в смеси неорганических кислот HF+HNO₃ (5:1) в течение суток автоклавным способом при температуре около 120 °C. Непосредственно перед разложением в пробы добавлялись ⁸⁵Rb-⁸⁴Sr и ¹⁴⁹Sm-¹⁵⁰Nd трасеры. Получение чистых препаратов Rb, Sr, Sm и Nd осуществлялась с помощью двухступенчатой ионнообменной хроматографии, описание которой подробно изложено в работе (Чугаев и др., 2018). Уровень лабораторного загрязнения проб (фона) в химических процедурах не превышал 0.1 нг для Sr и для Nd.

Анализ изотопного состава Rb, Sr, Sm и Nd в выделенных фракциях выполнялся на многоколлекторном термоионизационном масс-спектрометре Sector 54 (Micromass). Правильность масс-спектрометрических измерений изотопных отношений⁸⁷Sr/⁸⁶Sr и ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd контролировалась систематическими измерениями международного стандарта изотопного состава Sr (SRM-987) и внутрилабораторного образца изотопного состава Nd “Nd-IGEM”. Погрешность измеренных отношений ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr и ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd не превышала 0.003 % и 0.002 % соответственно. Для элементных изотопных отношений ⁸⁷Rb/⁸⁶Sr и ¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd погрешность равна 1 % и 0.2 % соответственно (2σ). Результаты Rb-Sr и Sm-Nd изучения вулканитов представлены в табл. 3.

 

Таблица 3. Результаты изотопно-геохимического (Sr-Nd-Pb) изучения молодых базальтов Аравийской плиты и эоцен-олигоценовых пород осадочного чехла

Номер образца	87Rb/86Sr	87Sr/86Sr	147Sm/144Nd	143Nd/144Nd	εNd(Т)	206Pb/204Pb	207Pb/204Pb	208Pb/204Pb
Батман, фаза I
APB14	0.1936	0.704479±10	0.1387	0.512712±10	+1.6	18.949	15.694	39.066
Батман, фаза II
APB8	0.1858	0.704451±10	0.1408	0.512766±09	+2.6	18.938	15.680	39.009
APB23	0.1864	0.704405±13	0.1417	0.512732±08	+2.0	18.932	15.670	38.993
Курталан
APK40	0.0886	0.704070±10	0.1382	0.512816±09	+3.5	18.706	15.657	38.828
APK50	0.0859	0.704043±10	0.1375	0.512809±09	+3.4	18.702	15.653	38.816
APK54	0.0811	0.704031±10	0.1392	0.512857±09	+4.3	18.692	15.653	38.806
Алемдаг, фаза I
APC65	0.0521	0.703946±10	0.1420	0.512826±09	+3.7	19.133	15.629	39.073
APC123	0.0654	0.704012±10	0.1345	0.512813±09	+3.5	19.047	15.642	39.054
Алемдаг, фаза II
APC63	0.0409	0.703343±10	0.1220	0.512950±09	+6.1	18.851	15.571	38.710
APC67	0.0230	0.703325±14	0.1255	0.512945±10	+6.0	18.911	15.573	38.761
APC113	0.0347	0.703394±11	0.1265	0.512952±09	+6.2	18.825	15.568	38.684
АРС119	0.0287	0.703371±10	0.1225	0.512945±09	+6.0	18.937	15.591	38.801
Алемдаг, фаза III
АРС114	0.0474	0.704168±12	0.1437	0.512758±09	+2.4	18.991	15.659	38.942
АРС124	0.0474	0.703928±12	0.1369	0.512796±09	+3.0	19.040	15.658	39.004
APC136	0.0616	0.704188±10	0.1443	0.512772±10	+2.6	18.884	15.653	38.832
Эоцен-олигоценовые породы осадочного чехла
APKK-45	0.227	0.709623±12	0.1214	0.512198±10	-8.6	18.929	15.722	39.024
APKK-55	0.367	0.707343±10	0.1207	0.512685±09	+0.9	19.347	15.682	39.370

Примечания. Для вычисления величины ε_Nd(T) использовались следующие параметры однородного хондритового резервуара (CHUR): ¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd = 0.1967, ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd = 0.512638 (Jacobsen, Wasserburg, 1984).

 

Метод высокоточного изотопного анализа Pb

Высокоточный изотопный анализ Pb в валовых пробах вулканитов выполнен методом многоколлекторной масс-спектрометрии с индуктивно связанной плазмой (MC–ICP-MS), включавшим корректирование эффекта приборной масс-дискриминации изотопов свинца по опорному изотопному отношению ²⁰⁵Tl/²⁰³Tl (Rekhamper, Halliday, 1998). Химическое разложение навесок образцов массой 0.05–0.08 мг осуществлялось аналогичным способом, что и для изотопного анализа Sr и Nd. Далее проводилось хроматографическое выделение Pb на PFA-микроколонках, заполненных 0.1 мл анионитом BioRad AG-1×8 (200–400 меш) (Чугаев и др., 2013). Величина холостого опыта в полной химической процедуре выделения свинца не превышала 0.1 нг Pb.

Измерения проводились на 9-коллекторном масс-спектрометре NEPTUNE (Thermo Fisher Scientific) с помощью методики, подробно описанной в работе (Чернышев и др., 2007). Правильность получаемых данных контролировалась по результатам параллельных анализов стандартного образца изотопного состава Pb SRM-981 и стандартного образца (горная порода) AGV-2 (USGS) Геологической службы США. В серии из 6 параллельных анализов средние значения изотопных отношений Pb для образца AGV-2 составили: ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb = 18.871 ± 6; ²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb = 15.621 ± 3; ²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb = 38.547 ± 1. Итоговая погрешность (±2SD) измерения отношений ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb, ²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb и ²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb в валовых пробах вулканитов оценена как ±0.03 %. Результаты изотопного анализа Pb в породах представлены в табл. 3.

Результаты

Минералого-петрографическая характеристика пород

Вулканический ареал Батман. Щелочные базальты обоих горизонтов лавового покрова Батман в целом характеризуются близким петрографическим обликом (рис. 4а, б), однако в нижнем преобладают массивные разности пород, а в верхнем – пористые. Встречаются как порфировые, так и афировые лавы. В порфировых разностях фенокристы представлены Ol, Cpx (титанистый авгит), Pl (андезин–лабрадор, редко битовнит) и второстепенным анортоклазом. Основная масса имеет интерсертальную или трахитовую структуру (в афировых разностях); сложена лейстами Pl, микрокристаллами Ol, Cpx, рудного минерала и вулканическим стеклом. В порфировых лавах нередки гломеропорфировые срастания вкрапленников. Большинство фенокристов Ol частично или полностью замещено иддингситом. В порах встречается вторичный кальцит.

Вулканический ареал Курталан. Лавы базальтового покрова Курталан имеют пористую или массивную текстуру, афировую или редкопорфировую структуру (рис. 4в). Фенокристы вулканитов представлены ассоциацией Pl+Ol. Основная масса – интерсертальная или флюидальная; сложена лейстами Pl, микрокристаллами Ol, Cpx, рудного минерала и вулканическим стеклом. Некоторые фенокристы Ol частично или полностью замещены иддингситом. В порах встречается вторичный кальцит.

 

Рис. 4. Микрофотографии прозрачных шлифов изученных щелочных базальтов северо-восточной части аравийской плиты. Николи скрещены. (а, б) – лавы вулканического центра Батман, (в) – лавы вулканического центра Курталан, (г, д) – лавы I фазы активности плато Алемдаг, (е, ж) – лавы II фазы активности плато Алемдаг, (з) – лавы III фазы активности плато Алемдаг.

 

Вулканическое ареал Алемдаг. Разновозрастные базальтовые лавы плато Алемдаг имеют близкий минералогический состав, но несколько отличаются своими текстурно-структурными характеристиками. Лавы первой фазы активности представлены массивными разностями, имеют афировую или порфировую структуру (рис. 4г, д). В порфировых базальтах фенокристы формируют ассоциацию Ol+Cpx+Pl. Основная масса имеет флюидальную, субофитовую или интергранулярную структуру и сложена лейстами Pl, микрофенокристами Ol, Сpx и рудного минерала, а также вулканическим стеклом. Некоторые вкрапленники Ol в краевых частях подверглись иддингситизации.

Лавы II фазы активности массивные или пористые, представлены редкопорфировыми и афировыми разностями (рис. 4е, ж). В разных образцах наблюдаются отличающиеся составом ассоциации фенокристов – (1) Ol+Pl+Cpx, (2) Ol, (3) Pl. В порфировых разностях основная масса имеет интергранулярную, субофитовую или скрытокристаллическую структуру; афировые базальты – более стекловатые с витрофировой, пойкилитовой или интерсертальной основной массой. Минеральный состав микрокристаллов матрицы лав в целом аналогичен таковому для фенокристов; в ней также присутствуют выделения нефелина и рудных фаз.

Массивные лавы III фазы активности плато Алемдаг по своему петрографическому облику в целом очень близки базальтам II фазы (рис. 4з), но выделения фельдшпатоида в матрице отсутствуют. Оливин вкрапленников в этих породах полностью или частично замещен иддингситом.

Таким образом, несмотря на некоторые различия в текстуре и структуре, а также степени раскристаллизованности матрицы все изученные щелочные базальты северо-восточной части Аравийской плиты в целом имеют близкий петрографический облик и характеризуются наличием в их минеральном составе устойчивой ассоциации Ol+Pl+Cpx+рудный минерал. Отметим, что большинство изученных образцов содержит значительное количество ксенолитов осадочных пород (преимущественно известняков), захваченных расплавами из чехла Аравийской плиты.

Номенклатура и основные геохимические характеристики пород

Все изученные вулканиты северо-восточной части Аравийской плиты имеют основной состав при небольших вариациях содержания SiO₂ (44.2–48.3 мас. %), относятся к натровым умеренно-щелочной и щелочной петрохимическим сериям (рис. 5). Величина ППП для всех изученных образцов не превышает 1 мас.% (табл. 1).

 

Рис. 5. Классификационные геохимические диаграммы для изученных пород северо-восточной части Аравийской плиты. (а) – фрагмент диаграммы TAS (Le Bas et al., 1986), (б) – диаграмма K₂O–Na₂O (Middlemost, 1975). I-B – кривая, разделяющая породы нормальной и повышенной щелочности (Irvine, Baragar, 1971). Поле составов вулканических пород плато Караджадаг показано на основе данных из статей (Lustrino et al., 2010; Keskin et al., 2012б; Ecici et al., 2014). 1 – лавы I фазы активности вулканического центра Батман, 2 – лавы II фазы активности вулканического центра Батман, 3 – лавы вулканического центра Курталан, 4 – лавы I фазы активности плато Алемдаг, 5 – лавы II фазы активности плато Алемдаг, 6 – лавы III фазы активности плато Алемдаг.

 

Лавы обеих фаз активности покрова Батман по своему химическому составу соответствуют натровым трахибазальтам (гавайитам) (рис. 5а). Они демонстрируют крайне незначительные вариации в содержании главных породообразующих оксидов (SiO₂ – 47.0–47.4, Al₂O₃ – 13.6–14.0, CaO – 8.0–8.6, Na₂O+K₂O – 5.4–5.6 при K₂O – 1.4–1.5 мас.%), а также большинства микроэлементов (табл. 1). Характерными особенностями гавайитов Батмана, контрастно отличающими их от щелочных базальтов двух других изученных нами ареалов, являются пониженные содержания MgO (менее 4.4 мас.%), концентрации Cr (<4 г/т), Co (<28 г/т), Ni (<5 г/т), Сu (<28 г/т), Sr (<370 г/т), Nb (<20 г/т) и значения коэффициента магнезиальности (Mg# 0.34–0.37). Одновременно они отличаются повышенными содержаниями TiO₂ (>3.5 мас. %), Fe₂O₃ (>14.7 мас. %), MnO (>0.22 мас. %), P₂O₅ (>1.6 мас. %) и концентрациями Li (>14 г/т), Sc (>25 г/т), Rb (>23 г/т), Y (>48 г/т), Pb (>6 г/т), Th (>5 г/т) и Ba (>420 г/т). В нормативном минеральном составе гавайитов (CIPW Norm, табл. 1) в отличие от других базальтов региона присутствуют два пироксена на фоне отсутствия в них нефелина, низкого содержания оливина (<5 %) и повышенного – апатита (>3.8 %).

Вулканиты покрова Курталан представлены базальтами (рис. 5а), демонстрирующими, аналогично лавам Батмана, постоянство своего химического состава (SiO₂ – 45.8–46.0, Na₂O + K₂O – 4.7–4.9 при K₂O – 1.2–1.3 мас.%). Они характеризуются промежуточными между лавами двух других изученных ареалов содержаниями TiO₂ (2.6–2.7 мас. %), высокими – MgO (8.7–9.1 мас. %) и умеренной магнезиальностью (Mg# 0.56–0.58). Базальты содержат пониженные концентрации Li (<9 г/т), Sc (<16 г/т) и Y (<18 г/т), повышенные – V (>180 г/т), Cr (>190 г/т), Ni (>200 г/т), Со (>55 г/т), Cu (>65 г/т), Zn (>140 г/т) и Nb (>45 г/т). Концентрации Rb. Sr, Zr, Ba, Pb и Th в лавах Кураталана являются промежуточными между их величинами в вулканитах двух других изученных нами ареалов. Для нормативного минерального состава (CIPW Norm, табл. 1) базальтов характерны высокие и примерно равные (16–18 %) содержания оливина и клинопироксена, при незначительном (<5 %) участии нефелина.

Вулканиты разных фаз активности плато Алемдаг на фоне достаточно малых вариаций в них содержания кремнезема (SiO₂–44.2–48.3, табл. 1) заметно отличаются между собой и от лав двух других изученных ареалов по многим геохимическим характеристикам. В наибольшей степени это относится к лавам II фазы, которые принадлежат щелочной серии (тефриты, реже – базаниты), в то время как лавы I и III фаз представлены умеренно-щелочными базальтами (рис. 5а). Тефриты II фазы активности плато Алемдаг характеризуются более высокими содержаниями TiO₂ по сравнению с базальтами I и III фаз (2.0–2.4 и 1.7–1.9 мас.%, соответственно), но одновременно существенно более низкими по сравнению с лавами Батмана и Курталана (табл. 1). Аналогичная ситуация наблюдается в отношении Fe₂O₃ (14.0–14.8 и 12.6–13.5 мас.%); при этом содержание этого оксида в тефритах Алемдага близко таковому в гавайитах Батмана. Содержание MgO в лавах II фазы плато Алемдаг невысокое (6.2–6.7 мас.%), существенно меньшее по сравнению с базальтами I и III фаз (7.8–9.2 мас.%), а также покрова Курталан, но более высокое по сравнению с гавайитами Батмана. Тефриты Алемдага отличаются минимальными среди всех изученных нами пород содержаниями CaO (6.7–7.6 мас. %; максимальные, 9.5–10.3 мас.%, наблюдаются в базальтах I фазы), но одновременно самыми высокими Na₂O (5.6–6.9 мас. %) и K₂O (1.8–2.3 мас. %).

В отношении микроэлементного состава тефриты II фазы активности плато Алемдаг, аналогично гавайитам Батмана, демонстрируют заметное обогащение Li (до 14 г/т) и Th (до 4 г/т). В них также отмечаются повышенные концентрации Be (до 7г/т), Nb (до 54 г/т) и Zn (до 250 г/т). При этом тефриты обеднены Sc (< 14 г/т), V (<145 г/т) и Y (<16 г/т), но содержат умеренно высокие концентрации Ni (до 140 г/т), Сr (до 135 г/т), Co (до 50 г/т). Базальты I и III фаз активности плато Алемдаг по содержанию некоторых породообразующих оксидов (Fe₂O₃, CaO, Na₂O) и многих микроэлементов (Li, Be, V, Co, Ga, Y и др.) достаточно близки к лавам ареала Курталан. При этом они отличаются минимальными среди всех изученных пород содержаниями K₂O (0.7–1.0 мас. %), концентрациями Li (<9 г/т), Rb (<12 г/т), Pb (<2.8 г/т), Th (<3 г/т) и U (<0.7 г/т).

Главные особенности нормативного минерального состава (CIPW Norm) лав плато Алемдаг состоят в присутствии максимальных количеств нефелина в тефритах II фазы (до 23 %; в базальтах I фазы – около 4 %, а в базальтах III фазы – отсутствует) при минимальном содержании в них оливина (I – 14–17 %, II – 7.4–11.1 %, III – 16.3–19.0 %). В вулканитах III фазы в небольших количествах появляется ортопироксен.

Спектры распределения РЗЭ (рис. 6а) для базальтов I и III фаз активности плато Алемдаг, а также покрова Курталан имеют близкую форму с пологим наклоном и отсутствием европиевой аномалии. В области легких и средних РЗЭ (от La до Gd) они занимают промежуточное положение между спектрами усредненных составов обогащенных базальтов срединно-океанических хребтов (E-MORB) и океанических островов (OIB) с обогащением относительно хондритового резервуара (CHUR) от 80 (для легких РЗЭ) до 20 (для средних РЗЭ) раз, в то время как области тяжелых РЗЭ (от Tb до Lu) – демонстрируют сходство со спектром OIB при обогащении относительно CHUR в 6–8 раз. Распределение легких РЗЭ в гавайитах покрова Батман соответствует таковому для OIB с обогащением относительно CHUR примерно в 100 раз (рис. 6а). В области средних РЗЭ в их спектрах заметна небольшая положительная европиевая аномалия. В целом, в области средних и тяжелых РЗЭ гавайиты Батмана показывают заметно большее обогащение по отношению к CHUR (от 30 до 80 раз) чем лавы других ареалов, а также типичные OIB. Тефриты II фазы активности плато Алемдаг, напротив, демонстрируют минимальное среди всех изученных пород обогащение тяжелыми РЗЭ по сравнению с CHUR (от 3 до 10 раз), существенно меньшее, чем характерно для OIB. При этом в области легких и средних РЗЭ спектры тефритов практически идентичны таковому для среднего состава OIB. Необходимо отметить, что в целом они имеют самый крутой наклон среди всех изученных нами вулканитов северо-восточной части Аравийской плиты (рис. 6а).

 

Рис. 6. Спектры распределения для усредненных составов разновозрастных изученных вулканитов северо-восточной части Аравийской плиты: (а) РЗЭ, нормированные к составу хондритового резервуара (CHUR); (б) микроэлементы, нормированные к составу примитивной мантии. Данные для нормирования взяты из работ (Sun, McDonough, 1989; Boynton, 1984). Условные обозначения – см. рис. 5. Данные о концентрациях микроэлементов и РЗЭ в базальтах Красного моря и траппах Йемена заимствованы из статей (Mattash et al., 2013, 2014).

 

Спектры распределения микроэлементов в изученных щелочных базальтах Аравийской плиты, нормированные по отношению к их концентрациям в примитивной мантии, в целом близки к таковым для типичных OIB (рис. 6б) – с преимущественным обогащением крупно-ионными литофильными элементами (LILE) и в меньшей степени высокозарядными элементами (HSFE) и РЗЭ. Спектры для умеренно-щелочных базальтов I и III фаз активности ареала Алемдаг и ареала Курталан близки между собой и в целом демонстрируют распределение микроэлементов, характерное для кайнозойских траппов юго-западной части Аравийской плиты. Различия обнаруживаются только по концентрациям K и Pb (в спектрах траппов для этих элементов заметны выраженные минимумы, в то время как в спектрах изученных базальтов видна положительная Pb-аномалия), а для лав Курталана, кроме того, отмечается Nb-Ta положительная аномалия. Тефриты II фазы активности ареала Алемдаг демонстрируют большее обогащение LILE, HSFE и легкими РЗЭ по сравнению с умеренно-щелочными базальтами, при одновременном заметном их обеднении тяжелыми РЗЭ. Наиболее сложный “пилообразный” спектр распределения характерен для тефритов ареала Батман. В нем хорошо видны положительные пики концентраций LILE, Pb, P при общем повышенном содержании РЗЭ, и выраженные минимумы по концентрациям Nb, Ta, Sr и Ti.

Результаты K–Ar датирования

Согласно полученным K–Ar данным (табл. 2), молодой магматизм в северо-восточной части Аравийской плиты развивался на протяжении длительного периода времени (более 4 млн лет) с конца миоцена до середины плейстоцена (общий интервал 6.1–1.3 млн лет назад) в течение пяти дискретных фаз активности.

Вулканический ареал Батман. К наиболее ранним молодым магматическим образованиям в регионе относятся позднемиоцен–раннеплиоценовые щелочные базальты самого северного ареала – вулканического ареала Батман, изверженные в течение двух фаз активности. Для лав, слагающих нижний горизонт покрова, нами получена K-Ar датировка 5.92±0.22 млн лет (обр. АРВ14, табл. 2), что позволяет оценить возраст первой фазы как 6.1–5.7 млн лет. Для лав верхнего горизонта получено две совпадающие в пределах погрешности датировки (обр. АРВ8 и АРВ23, 5.17± 0.19 и 5.26± 0.19 млн лет; табл. 2). Необходимо отметить, что в недавней статье (Caran, Polat, 2022) для “верхних” базальтов вулканического центра приводится четыре ⁴⁰Ar–³⁹Ar датировки валовых проб вулканитов, возрастной диапазон которых составляет 5.1–4.9 млн лет и с учетом аналитической погрешности совпадает с нашими результатами. По совокупности изотопно-геохронологических данных, наших и опубликованных ранее (Caran, Polat, 2022), мы оцениваем диапазон второй фазы активности вулканического ареала Батман как 5.3–4.9 млн лет.

Вулканический ареал Курталан. Щелочные базальты расположенного к юго-западу вулканического ареала Курталан, согласно полученным данным (табл. 2), образовались на завершающей фазе магматической активности в регионе – в калабрийском веке плейстоцена. Нами получено три K-Ar датировки (обр. АРK40, 1.29 ± 0.07; обр. АРK50, 1.46 ± 0.07; обр. АРK54, 1.54 ± 0.07 млн лет; табл. 2). Это позволяет сделать вывод о том, что лавы данного покрова сформировались в течение одного импульса молодого вулканизма, имевшего место 1.4 ± 0.1 млн лет назад.

Вулканический ареал Алемдаг. Среди трех изученных нами ареала Алемдаг имеет наиболее сложную и длительную историю формирования. Полученные новые K-Ar данные (табл. 2), в совокупности с опубликованными ранее для сирийской части плато (Trifonov et al., 2011), позволяют выделить здесь три дискретные фазы вулканизма (около 3.0, 2.0–1.9 и 1.5–1.3 млн лет назад), в течение которых, соответственно, образовались лавы трех описанных выше горизонтов щелочных базальтов (рис. 3г).

Лавы I фазы активности с возрастом около 3 млн лет (обр. APC65 и APC123) в настоящее время обнаружены исключительно в северной и восточной части ареала Алемдаг, где они бронируют нижнюю террасу долины р. Тигр на ее правом и левом бортах к северу и к югу от г. Джизре (рис. 2). К востоку они перекрыты более молодыми базальтами. Лавы II фазы активности (2.0–1.9 млн лет назад) распространены в северной и западной части плато, в то время как вулканиты III фазы (1.4 ± 0.1 млн лет назад) формируют поверхность в его южной части.

Наиболее молодые, среднеплейстоценовые лавы, очевидно, являются продуктом извержений крупного вулканического конуса Алемдаг, расположенного в центральной части ареала в 15–20 км к югу от г. Идиль (рис. 2). Потоки щелочных базальтов распространялись от центра извержений преимущественно в южном и восточном направлении; в долине р. Тигр на правом борту они бронируют ее верхнюю террасу. Полученные изотопные данные свидетельствуют о синхронном развитии магматизма в течение III фазы активности ареала Алемдаг и в пределах расположенного к северу от него вулканического ареала Курталан.

Сопоставление полученных нами новых изотопно-геохронологических данных с опубликованными ранее для расположенного к западу плато Караджадаг (Lustrino et al., 2010; Keskin et al., 2012б; Ecici et al., 2014) может свидетельствовать о неполной синхронности проявлений магматической активности в разных частях клина Аравийской плиты в конце миоцена – плейстоцене. Действительно, щелочные базальты ареала Батман, I и II фаз активности ареала Алемдаг не имеют одновозрастных аналогов на плато Караджадаг, в то время как лавы вулканического ареала Курталан и III фазы активности Алемдаг, очевидно, были извержены синхронно с наиболее поздними эффузивами комплекса Karacadağ (1.4 млн лет назад, Keskin et al., 2012б). Отметим, что в целом наблюдается некоторое “запаздывание” в проявлении магматической активности в северо-восточной части Аравийской плиты по сравнению с ее северной частью: плато Караджадаг, фазы активности – 6.8–6.5, 4.0–3.7, 2.8–2.6, 1.7–1.3 млн лет назад; ареалы Батман, Курталан, Алемдаг, фазы активности – 6.1–4.9, 3.0, 2.0–1.9 и 1.5–1.3 млн лет.

Результаты Sr-Nd-Pb изотопного изучения вулканитов

Изученные вулканиты в целом демонстрируют существенную неоднородность по своим Sr–Nd–Pb изотопным характеристикам. Измеренные в них значения изотопных отношений ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr и ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd изменяются в пределах от 0.7033 до 0.7045 и от 0.51270 до 0.51297 (или в единицах ε_Nd(T) = +1.6…+6.2), соответственно (табл. 3, рис. 7). При этом вклад радиогенной in situ добавки⁸⁷Sr и ¹⁴³Nd в общий масштаб вариаций в силу молодого возраста пород и низких величин ⁸⁷Rb/⁸⁶Sr (≤0.2) отношения минимален (менее 0.002 % для отношения ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr и менее 0.001 % для ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd) и сопоставим с погрешностью измерения этих изотопных отношений. Таким образом, фиксируемые вариации изотопного состава Sr и Nd отражает первичную гетерогенность этих характеристик в магматических расплавах, сформировавших изученные базальты.

 

Рис. 7. Sr–Nd изотопная диаграмма для миоцен-четвертичных умеренно-щелочных и щелочных базальтов вулканических ареалов Батман, Алемдаг и Курталан (Турция). На диаграмме дополнительно приведены поля миоцен-четвертичных вулканических пород вулканической области Караджадаг (Keskin et al., 2012б), Восточно-Анатолийской провинции (Лебедев и др., 2016; Oyan et al., 2016, 2017; Özdemir, Güleç, 2014), поля MORB Красного моря и плюма Афар (Volker et al., 1993; Pik et al., 1999; Rooney et al., 2012), а также деплетированного мантийного источника (DM) (Goldstein, Jacobsen, 1988) и мантийных источников типа “PREMA” и “EM II” (Zindler, Hart, 1986).

 

Все изученные нами образцы вулканитов обладают повышенными величинами отношений ²³⁸U/²⁰⁴Pb (вплоть до 23) и ²³²Th/²⁰⁴Pb (вплоть до 73). С целью учета присутствия в свинце пород радиогенной in situ добавки изотопов ²⁰⁶Pb, ²⁰⁷Pb и ²⁰⁸Pb, накопленной с момента образования пород, была проведена коррекция измеренных изотопных отношений Pb. Для большинства образцов величина коррекции не превышала 0.03 %, что сопоставимо с аналитической погрешностью. Исключением стали только образцы позднемиоцен–раннеплиоценовые щелочных базальтов вулканического центра Батман, для которых величина коррекции для отношения ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb составила 0.06–0.07 %. Скорректированные на возраст пород значения изотопных отношений ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb, ²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb и ²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb обнаруживают широкие диапазоны вариаций: от 18.69 до 19.12, от 15.57 до 15.69 и от 38.68 до 39.06 соответственно (табл. 3, рис. 8). Величины коэффициента вариации (ν, %) для отношений ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb, ²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb и ²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb равны 0.68 %, 0.26 % и 0.34 %. Эти величины на порядок превышают аналитические погрешности метода MC–ICP-MS и свидетельствуют (как и Sr–Nd данные) о значительной гетерогенности магматических расплавов по изотопному составу Pb.

 

Рис. 8. Pb-Pb диаграмма для миоцен-четвертичных щелочных и умеренно-щелочных базальтов вулканических ареалов Батман, Курталан и Алемдаг (Турция). На диаграмме показаны поля изотопного состава Pb докембрийских пород верхней и нижней коры Аравийской плиты (Stoeser, Frost, 2006; Stern et al., 2014), базальтов MORB Красного моря и плюма Афар (Volker et al., 1993; Pik et al., 1999), а также миоцен-четвертичных вулканитов области Караджадаг и Восточно-Анатолийской провинций (Keskin et al., 2012б; Лебедев и др., 2016; Oyan et al., 2016, 2017).

 

При сопоставлении Sr–Nd–Pb изотопных характеристик базальтов различных вулканических ареалов Аравийской плиты обнаруживаются некоторые их отличия как по изотопному составу Pb, Sr и Nd, так и по масштабу наблюдаемых в них вариаций. Наиболее однородными Sr–Nd–Pb изотопными характеристиками обладают базальты ареала Курталан. Величины ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr и ε_Nd(T) для них изменяются в узких диапазонах от 0.70403 до 0.70407 и от +4.3 до +3.4 соответственно. Столь же высокую гомогенность в этих вулканитах имеет и изотопный состав Pb. Средние значения изотопных отношений Pb равны: ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb = 18.697 ± 0.007, ²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb = 15.654 ± 0.003 и ²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb = 38.813 ± 0.011 (табл. 3). При этом, как можно видеть из приведенного разброса (±SD) для средних величин, вариации близки к аналитической погрешности метода MC–ICP-MS. Базальты ареала Батман также характеризуются относительно небольшим масштабом вариаций изотопного состава Sr, Nd и Pb. Однако по сравнению с базальтами ареала Курталан породы ареала Батман обладают более радиогенным изотопным составом Sr (⁸⁷Sr/⁸⁶Sr = 0.7044–0.7045) и Pb (²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb = 18.92–18.94, ²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb = 15.67– –15.69 и ²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb = 38.98–39.05), тогда как значения отношения¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd систематически ниже (ε_Nd(T) = +2.6 – +1.6). В отличие от пород вулканических ареалов Курталан и Батман, базальты ареала Алемдаг неоднородны по своим Sr–Nd–Pb изотопным характеристикам. Для них установлены широкие диапазоны составов, в пределах которых изменяются значения изотопных отношений: ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr = 0.7033 – – 0.7042, ε_Nd(T) = +6.2 – +2.4, ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb = 18.82 – 19.13, ²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb = 15.57–15.66 и ²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb = 38.68–39.06 (табл. 3). При этом для вулканитов Алемдага наблюдается корреляция между изотопными Sr–Nd–Pb характеристиками вулканитов Алемдаг и их возрастом. Наиболее низкими изотопными отношениями Sr (⁸⁷Sr/⁸⁶Sr ~0.7034) и Pb (²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb ~18.875, ²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb ~15.575 и ²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb ~38.733) и, напротив, радиогенным изотопным составом Nd (ε_Nd(T) ~ +6.1) обладают базальты с возрастом 2.0–1.9 млн лет. По этим характеристикам они контрастно отличаются не только от вулканитов других возрастных фаз ареала Алемдаг, но и от вулканитов ареалов Курталан и Батман. В то же время, вулканиты ареала Алемдаг с возрастами 1.5–1.3 и 3.0–2.8 млн лет имеют систематически более радиогенные составы Sr и Pb и в целом ближе по своим изотопным характеристикам как друг к другу, так и к вулканитам ареалов Курталан и Батман.

Обсуждение результатов

Роль процессов кристаллизационной дифференциации и коровой ассимиляции в петрогенезисе лав

Вулканический ареал Батман. Низкие содержания MgO (<5 мас. %), а также концентрации Ni (< 5г/т), Co (<28 г/т) и Cr (<4 г/т) в совокупности с пониженной магнезиальностью (0.34–0.37) гавайитов обеих фаз активности вулканического центра свидетельствуют о том, что они образовались не из первичных магм, а являются продуктом кристаллизационной дифференциации расплавов с осаждением в глубинных камерах в кумулусную фазу преимущественно оливина и шпинелидов. Весьма вероятно, что определенную роль в петрогенезисе щелочных базальтов Батмана могла играть и ассимиляция магматическими расплавами материала древнего кристаллического фундамента Аравийской плиты, которая, вероятно, происходила на разных ее уровнях при подъеме расплавов к поверхности. На это указывают положительные аномалии Cs, Ba, U, K и Pb и отрицательная Nb-Ta в спектрах распределения микроэлементов (рис. 6б), повышенное изотопное отношение ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr (>0.7044, до 0.7054 по данным Caran, Polat, 2022) при низких значения параметра Nd (от +2.5 до +1.5, а по данным Caran, Polat (2022) – от +2.2 до +0.7). Кроме того, Pb-Pb изотопные данные по ксенолитам (табл. 3) совместно с повышенными концентрациями Th (рис. 6б), обилие захваченных обломков известняков и аргиллитов в лавах допускают возможность ограниченной контаминации магм и на самых верхних уровнях коры за счет “усвоения” ими материала осадочного чехла Аравийской плиты. В работе (Caran, Polat, 2022) также обсуждается возможность ассимиляции базальтовой магмой материала нижней коры (по аналогии с лавами некоторых ареалов молодого магматизма на территории Сирии), однако, свидетельства присутствия нижнекоровых ксенолитов (амфиболитов и гранулитов) в вулканитах Батмана в указанной статье представлены не были; выводы о том, что контаминация мантийных расплавов происходила на глубинных уровнях коры, базируются исключительно на сопоставлении и обобщении различных геохимических характеристик вулканитов, изверженных в различных частях Аравийской плиты. Полученными нами Pb-Pb данными (табл. 3, рис. 8) участие нижнекорового резервуара в петрогенезисе гавайитов не подтверждается.

Вулканический ареал Курталан. Щелочные базальты ареала Курталан характеризуются высокими содержаниями TiO₂ (до 2.7 мас. %) и MgO (до 9.1 мас. %), повышенными концентрациями Cr (>190 г/т), Ni (>200 г/т) и Со (>55 г/т), что позволяет рассматривать их в качестве примитивных магматических образований, в петрогенезисе которых кристаллизационная дифференциация имела подчиненное значение. На Pb-Pb изотопной диаграмме (рис. 8) заметен сдвиг точек лав Курталана влево, в сторону, где расположены поля составов верхней и нижней коры Аравийской плиты, что, очевидно, свидетельствует о протекании коровой ассимиляции в процессе подъема мантийных расплавов к поверхности. Наличие в спектрах распределения микроэлементов (рис. 6б) в щелочных базальтах положительных аномалий Cs (при в целом невысоких концентрациях Rb и Li), Ta, Nb и Pb может указывать на то, что контаминантом являлся древний специфический материал из состава верхней коры Аравийской плиты.

Вулканический ареал Алемдаг. Базальты повышенной щелочности I и III фаз ареала Алемдаг, аналогично лавам Курталан, характеризуются примитивным составом (MgO – 7.8–9.2 мас. %, Ni – 150–230 г/т, Co – 50–60 г/т, Cr – 240–320 г/т) при невысокой магнезиальности (Mg# – 0.55–0.59) и, скорее всего, не претерпевших значительной кристаллизационной дифференциации в глубинных камерах. Небольшие положительные аномалии по концентрациям Cs, К и Pb в спектрах микроэлементов для базальтов (рис. 6б) при отсутствии заметных сдвигов в положении их точек на изотопных диаграммах в сторону области коровых резервуаров (рис. 7, 8) указывают на возможность участия процессов ассимиляции в петрогенезисе этих пород.

Тефриты II фазы активности ареала Алемдаг являются умеренно-дифференцированными образованиями (MgO – 6.2–6.7 мас. %, Ni – 120–140 г/т, Co – 40–50 г/т, Cr – 120–130 г/т, Mg# – 0.47–0.48). Химический состав (табл. 1), а также спектры распределения микроэлементов и РЗЭ (рис. 6), на которых заметно обеднение тефритов тяжелыми РЗЭ с одновременным существенным обогащением легкими РЗЭ, HSFE и некоторыми LILE, может предполагать, что их первичные расплавы претерпели кристаллизационную дифференциацию в глубинных магматических камерах с осаждением в кумулусную фазу граната, оливина и шпинелидов. Такой механизм предполагает высокое давление в магматическом очаге, в то время как наблюдаемая в породах ассоциация фенокристов (Ol+Cpx+Pl), скорее, указывает на умеренное или низкое в нем давление. Альтернативным объяснением является присутствие граната в мантийном источнике при низкой степени его плавления. Отсутствие в спектрах микроэлементов тефритов положительных аномалий для реперных LILE (Rb, K, Th, U, Pb и др.), наряду с отчетливо выраженным деплетированным Sr–Nd–Pb изотопным составом этих пород (рис. 7, 8), ограничивает роль процессов коровой ассимиляции в их петрогенезисе.

Анализ полученных Sr–Nd изотопно-геохимических данных показывает, что в целом установленные вариации изотопного состава в базальтах повышенной щелочности ареалов Батман, Курталан и Алемдаг и наличие для них общего линейного тренда на изотопной диаграмме (рис. 7) сложно объяснить в рамках модели коровой контаминации материнских расплавов. Хотя ряд геохимических черт изученных нами пород и может свидетельствовать в пользу такого объяснения, однако полученные нами Sr-Nd изотопные данные для палеогеновых пород осадочного чехла района исследования не подтверждают широкое вовлечение в магматические процессы вещества верхних уровней коры. Область значений изотопного состава Sr (⁸⁷Sr/⁸⁶Sr = 0.707–0.710) и Nd (ε_Nd от +0.9 до –8.6) пород чехла (табл. 3) лежит далеко за пределами общего тренда для базальтов ареалов Батман, Курталан и Алемдаг. В пользу данного вывода также свидетельствуют и Sr–Nd данные для миоцен-четвертичных базальтов Восточно-Анатолийской провинции, включающей Северо-Ванскую область. Ранее было показано (Лебедев и др., 2016; Oyan et al., 2016, 2017; Özdemir, Güleç, 2014), что их формирование происходило при участии процессов контаминации исходных мантийных расплавов осадочными породами Восточно-Анатолийского аккреционного и надсубдукционного комплексов (EAAC). Отвечающее им поле на Sr-Nd изотопной диаграмме (рис. 7) находится правее в стороне от тренда точек вулканитов. “Нечувствительность” изотопного состава Sr и Nd в изученных базальтах к процессам коровой ассимиляции, по-видимому, объясняется, с одной стороны, высокими содержаниями этих элементов в исходных магматических расплавах и, с другой, тем, что в промежуточных магматических очагах на верхнекоровых уровнях эти процессы играли подчиненную роль.

Таким образом, результаты геохимического и изотопного изучения молодых вулканитов из разных ареалов клина Аравийской плиты свидетельствуют о том, что роль процессов кристаллизационной дифференциации в их петрогенезисе была разной (существенной – для гавайитов Батмана, подчиненной – для тефритов II фазы активности Алемдага и весьма ограниченной для остальных магматических образований). В случае гавайитов ареала Батман и умеренно-щелочных базальтов ареала Курталан полученные данные допускают возможность частичной контаминации исходных мантийных расплавов веществом верхней коры и осадочного чехла.

Источники вещества и основные закономерности эволюции магматических расплавов во времени

Анализ совокупности полученных изотопно-геохимических и геохронологических данных дает возможность рассмотреть вопрос об источниках вещества умеренно-щелочных и щелочных базальтоидных расплавов, сформировавших вулканиты ареалов Батман, Курталан и Алемдаг, а также проследить эволюцию их характеристик во времени. Результаты изотопно-геохимических исследований представлены на Sr–Nd и Pb–Pb корреляционных диаграммах (рис. 7, 8). На этих же диаграммах для сравнения показаны области значений Sr–Nd и Pb–Pb изотопных характеристик миоцен-четвертичных лав из соседних регионов Восточной Турции – области Караджадаг (Keskin et al., 2012б) и Восточно-Анатолийской провинции (Лебедев и др., 2016; Oyan et al., 2017), а также поля региональных мантийных источников MORB Красного моря и плюма Афар (Volker et al., 1993; Pik et al., 1999; Rooney et al., 2012).

Все точки, отвечающие изотопным составам Sr и Nd в базальтах, находятся в пределах области мантийной последовательности (Faure, 2001). Как отмечено выше, в их расположении отчетливо проявлена линейная зависимость, которая может быть с высокой степени достоверности (R² = 0.94) аппроксимирована трендом, не связанным с влиянием процессов коровой ассимиляции. Из положения точек на Sr–Nd изотопной диаграмме можно сделать общий вывод о ведущей роли глубинных мантийных источников в генерации расплавов, сформировавших вулканиты изученных нами ареалов. В свою очередь, наличие линейной зависимости в расположении точек дает основание предполагать генетическую связь материнских расплавов как минимум с двумя геохимическими резервуарами, отличающихся по своим Sr–Nd изотопным характеристикам. В качестве одно из них мог выступать мантийный источник, близкий по своим Sr–Nd изотопным характеристикам к источникам океанических базальтов Красного моря или плюм Афар. Последний рассматривается рядом исследователей как возможный региональный источник внутриплитного магматизма Аравийской плиты (Keskin et al., 2012б и др.). Его общий вклад, по-видимому, был максимален в петрогенезисе вулканитов II фазы (2.0–1.9 млн лет) ареала Алемдаг.

Второй источник обладал по сравнению с MORB Красного моря более низким значением ε_Nd (≤+1) и повышенным отношением ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr (≥0.7045). Его вклад наиболее отчетливо устанавливается для миоценовых пород вулканического ареала Батман. Имеющихся Sr–Nd изотопных данных недостаточно для того, чтобы надежно идентифицировать тип этого источника. В связи с этим, представляет интерес сравнить Sr–Nd изотопные данные вулканитов указанных ареалов с таковыми лав крупных хорошо изученных вулканических областей Восточной Турции, к которым относятся Караджадаг и Северо-Ванская. Согласно (Ercan et al., 1990; Keskin, 2003; Keskin et al., 2012б; Oyan et al., 2017; Özdemir, Güleç, 2014; Лебедев и др., 2016), в этих областях был широко проявлен миоцен-четвертичный базитовый магматизм повышенной щелочности. При этом в петрогенезисе внутриплитных базальтов области Караджадаг наряду с глубинным мантийным источником, в качестве которого рассматривается астеносферная мантия, исследователями (Keskin et al., 2012б; Ekici et al., 2012, 2014) обосновывается участие в магматических процессах вещества подкоровой континентальной литосферной мантии (SCLM). В свою очередь, для базальтов Северо-Ванской области было зафиксировано участие процессов коровой контаминации первичных мантийных расплавов, что нашло отражение в их Sr-Nd-Pb изотопных характеристиках (Oyan et al., 2016, 2017; Özdemir, Güleç, 2014).

Из сравнения приведенных на Sr–Nd диаграмме данных (рис. 7) видно, что точки вулканитов изученных нами ареалов расположены в той же части диаграммы (в пределах мантийной последовательности), что и поля изотопного состава Sr и Nd лав вулканической области Караджадаг, образуя с ними единый тренд. При этом большая часть точек лежит или вблизи полей вулканитов Караджадага или непосредственно внутри них. Отметим идентичность изотопного состава Sr и Nd миоценовых базальтов Батмана и близких к ним по возрасту вулканитов области Караджадаг. Такое же сходство изотопных параметров наблюдается и для плейстоценовых тефритов второй фазы активности плато Алемдаг и плейстоценовых щелочных базальтов Караджадага, демонстрирующих наиболее высокие значения ε_Nd(T) и низкие ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr среди изученных нами пород. Принимая во внимание общую согласованность Sr–Nd изотопных характеристик лав ареалов Батман, Курталан и Алемдаг с разновозрастными лавами области Караджадаг, а также сходство времени и геотектонической обстановки проявления вулканизма на этих территориях, можно предположить, что в генерации базальтоидных расплавов принимали участие близкие по своей геохимической природе мантийные источники вещества. Как уже было отмечено выше, одним из таких источников для магматических расплавов базитов области Караджадаг являлась SCLM. Ее максимальный вклад установлен в петрогенезисе наиболее древних (миоценовых) вулканитов этой области (Keskin et al., 2012б; Ekici et al., 2012, 2014). Таким образом, основываясь на соответствии Sr–Nd изотопных характеристик, можно допустить участие вещества SCLM также и в генезисе миоценовых лав ареала Батман. В свою очередь, Sr–Nd данные показывают, что при образовании мафических расплавов, с которыми связаны плейстоценовые базальтовые лавы второй фазы активности плато Алемдаг, ведущая роль принадлежала глубинному мантийному источнику, близкому по своим характеристикам к источнику плейстоценовых базальтовых лав области Караджадаг. Остальные изученные базальты обладают промежуточными Sr–Nd изотопными характеристиками (рис. 7).

Pb–Pb данные для изученных вулканитов позволяют уточнить и дополнить сделанные на основе результатов изучения изотопного состава Sr и Nd выводы об источниках вещества базальтовых расплавов ареалов Батман, Курталан и Алемдаг. Они представлены на диаграмме в координатах ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb – ²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb (рис. 8), на которой для сравнения также показаны поля изотопного состава Pb миоцен-четвертичных лав области Караджадаг (Keskin et al., 2012б) и Восточно-Анатолийской провинции (Лебедев и др., 2016; Oyan et al., 2016, 2017), пород верхней и нижней коры Аравийской плиты и области значений для базальтов MORB Красного моря и для плюма Афар (Volker et al., 1993; Pik et al., 1999). Кроме того, приведена линия корреляции изотопного состава Pb для базальтов срединно-океанических хребтов Северного полушария (NHRL) по (Hart, 1984) и данные для мантийных источников типа “PREMA” и “EM II” (Zindler, Hart, 1986).

Точки изотопного состава Pb изученных вулканитов на Pb–Pb изотопной диаграмме, в отличие от Sr–Nd данных в координатах ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr-ε_Nd, не образуют единого тренда, а лежат с заметным разбросом. Однако при этом проявлена, как и в случае Sr–Nd данных, дискретность изотопного состава Pb вулканитов, коррелирующая с их возрастом и геологической позицией. Большинство точек вулканитов расположены выше полей изотопного состава Pb базальтов Красного моря и плюма Афар, а также линии NHRL, и лежит в области значений изотопных отношений ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb и ²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb, характерных для миоцен-четвертичных вулканитов области Караджадаг и Восточно-Анатолийской провинции. Внутри этой группы точек наблюдается идентичность изотопных отношений Pb (включая и отношение ²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb) для миоценовых вулканитов ареала Батман и миоценовых базальтов области Караджадаг, что подтверждает вывод о сходстве источников базитовых магм этих двух ареалов. Вулканиты I и III фаз активности плато Алемдаг расположены вблизи или внутри поля четвертичных лав области Караджадаг. Отдельную группу формируют вулканиты II фазы (2.0–1.9 млн лет) Алемдага, обладающие наименее радиогенным изотопным составом Pb. Отвечающие им точки расположены вблизи полей MORB Красного моря и плюма Афар, что свидетельствует о заметном вкладе в их петрогенезис глубинного мантийного источника, который может быть соотнесен с глубинной мантией (согласно (Zindler, Hart, 1986) – PREMA, преобладающей мантией). Промежуточное положение точек вулканитов I и III фаз активности плато Алемдаг (3.0 и 1.5–1.3 млн лет, соответственно) между предполагаемым полем источника SCLM, который по своим Pb-изотопным характеристикам оказался близок к обогащенному мантийному источнику типа EM II, и полями MORB Красного моря / плюм Афар, вероятно, является следствием разного вклада вещества глубинной мантии и SCLM при формировании материнских базитовых расплавов.

На Pb–Pb изотопной диаграмме в стороне от основной группы изученных пород занимают точки вулканитов ареала Курталан. При близких величинах отношения ²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb с лавами завершающей фазы активности плато Алемдаг они обладают относительно более низким значениями отношения ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb. Как следствие, их точки смешены левее в сторону поля изотопного состава Pb докембрийских коровых образований кристаллического фундамента Аравийской плиты. Как обсуждалось выше, результаты геохимического изучения этих вулканитов, а также тот факт, что ареал Курталан по объему изверженных пород существенно уступает ареалам Батман и Алемдаг, наблюдаемый сдвиг изотопного состава Pb связан не с наличием самостоятельного мантийного источника для этих пород, а является следствием контаминации их материнских расплавов веществом верхней коры Аравийской плиты. Эта контаминация, как ранее было отмечено, не видна по Sr и Nd изотопным данным, вследствие более высоких концентраций этих элементов по сравнению со свинцом в магматических расплавах.

Таким образом, особенности Sr–Nd–Pb изотопных характеристик миоцен-четвертичных лав ареалов Батман, Курталан и Алемдаг позволяют заключить, что основными источниками вещества базитового внутриплитного магматизма являлись глубинная мантия типа PREMA и подкоровая континентальная литосферная мантия Аравийской плиты (SCLM). Контаминация исходных мантийных расплавов коровым веществом имела подчиненное значение и в большинстве случаев не влияла на изотопный состав Sr, Nd и Pb лав изученных ареалов. Корреляционная зависимость между изотопным составом Sr, Nd и Pb в вулканитах изученного региона, с одной стороны, и их возрастом свидетельствует о том, что роль этих источников во времени менялась. На начальном (миоценовом) этапе развития магматизма в регионе формирование субщелочных базитовых расплавов происходило преимущественно за счет плавления SCLM Аравийской плиты. Далее, начиная с плиоценового времени (~3.0 млн лет назад), в генерации магматических расплавов отчетливо фиксируется участие глубинного мантийного источника, доля вещества которого становится максимальной в раннеплейстоценовых (2.0–1.9 млн лет) вулканитах. На завершающем этапе магматизма, который приходится на 1.5–1.3 млн лет, источник магматических расплавов имел промежуточные и неоднородные Sr–Nd–Pb изотопные характеристики, что, по-видимому, объясняется формированием регионального источника со смешанными характеристиками, образованного как за счет переработанной SCLM, так и за счет глубинной мантии. Отметим, что близкая схема эволюции мантийных источников ранее была установлена для миоцен-четвертичного внутриплитного базитового магматизма области Караджадаг (Keskin et al., 2012б).

Выводы, сделанные нами на основе изотопно-геохимических данных, хорошо подтверждает диаграмма Th/Yb–Ta/Yb (Pearce, 1983), показанная на рис. 9. Большинство точек изученных пород молодых вулканитов Аравийской плиты, за исключением лав ареала Курталан, формирует линейный тренд в области мантийных источников, генерирующих расплавы с характеристиками OIB-типа. При этом точки миоценовых гавайитов Батмана, маркирующие на диаграмме положение одного из источников (SCLM), располагаются выше линии мантийной последовательности, что подтверждает участие в петрогенезисе этих пород процессов коровой ассимиляции. Точки тефритов II фазы активности плато Алемдаг, расположенные в правом верхнем углу диаграммы, показывают на ней положение состава второго, глубинного мантийного источника. Очевидно, что этот источник являлся обогащенным по геохимическим характеристикам (рис. 6, 9), но, в то же время, имел весьма деплетированный Sr–Nd–Pb изотопный состав (рис. 7, 8). Данное наблюдение, позволяет коррелировать его, скорее, с глубинным мантийным резервуаром близким по составу к таковому для плюма Афар, чем для типичных Красноморских MORB, имеющих одновременно обедненный элементный и изотопный состав (рис. 6–9). Остальные вулканиты на диаграмме Th/Yb–Ta/Yb показывают промежуточные характеристики и располагаются в пределах поля лав области Караджадаг, рядом с полем кайнозойских траппов Йемена (рис. 9). Точки умеренно-щелочных базальтов Курталана лежат ниже линейного тренда, заданного точками всех других изученных лав. Как отмечалось выше, геохимические характеристики этих пород свидетельствуют о том, что данный факт, скорее всего, объясняется ассимиляцией материнскими магмами этого ареала специфического материала из кристаллического фундамента Аравийской плиты.

 

Рис. 9. Диаграмма Ta/Yb–Th/Yb (Pearce, 1983) для изученных лав Аравийской плиты. Данные для лав области Караджадаг взяты из работы (Keskin et al., 2012б), для кайнозойских траппов Йемена – из работ (Mattash et al., 2013, 2014). Условные обозначения – см. рис. 5.

 

Заключение

Полученные геохронологические и изотопно-геохимические данные, их корреляция с ранее опубликованными нами результатами для соседней вулканической области Караджадаг (Keskin et al., 2012б), позволяют в общих чертах проследить пространственно-временные закономерности развития молодого вулканизма в пределах северо-восточной части Аравийской плиты и эволюцию уровней магмогенерации в мантии под регионом в позднем миоцене – плейстоцене.

Вулканическая активность в пределах клина Аравийской плиты, очевидно, носила дискретный характер: периоды масштабных извержений базальтовых лав сменялись длительными периодами “затишья”, когда регион становился “амагматичным”. Как отмечено выше, магматизм каждый раз сначала возобновлялся в пределах расположенного к западу обширного плато Караджадаг, затем он мигрировал в северо-восточную часть Аравийской плиты. Таких “волн” магматической активности, пришедших в регион с запада, нами зафиксировано четыре (млн лет): 6.8–6.5 (плато Караджадаг, лавы комплекса Siverek) → 6.1–4.9 (ареал Батман), 4.0–3.7 (плато Караджадаг, ранние лавы комплекса Karacadağ) → ~3.0 (плато Алемдаг – I фаза), 2.8–2.6 (плато Караджадаг, средние по возрасту лавы комплекса Karacadağ) → 2.0–1.9 (плато Алемдаг – II фаза), 1.7–1.3 (плато Караджадаг, поздние лавы комплекса Karacadağ) → 1.5–1.3 (ареал Курталан, плато Алемдаг – III фаза). Последний, позднечетвертичный импульс молодого вулканизма в регионе (плато Караджадаг, комплекс Ovabağ, 0.4–0.1 млн лет назад) к настоящему времени так и не достиг северо-восточной части Аравийской плиты, но, ориентируясь на наблюдавшуюся ранее длительность временных периодов “задержки” в миграции активности с запада на восток (сотни тысяч лет), нельзя исключать возобновления магматизма в пределах района исследований в будущем. Таким образом, можно предположить, что каждый раз возобновление вулканической активности в пределах клина Аравийской плиты в течение миоцена-плейстоцена было связано с масштабным движением потока вещества в глубинной мантии с юго-запада из области Красноморского рифта и его продолжения – Левантийской разломной зоны на север по направлению к Евразийско-Аравийской коллизионной зоне.

В конце миоцена (7–6 млн лет назад) первая “волна” глубинного мантийного потока достигла района современного плато Караджадаг. Под регионом начались разогрев и плавление субконтинентальной литосферной мантии, взаимодействие поднимающихся к поверхности расплавов с материалом мощной древней коры фундамента Аравийской плиты. В этой связи, основным источником вещества ранних лав Караджадага была SCLM; заметную роль в петрогенезисе пород играли процессы коровой ассимиляции и фракционирования в промежуточных магматических камерах. Аналогичная ситуация сложилась позднее (6–5 млн лет назад) в северо-восточной части Аравийской плиты, где были извержены гавайиты ареала Батман, имевшие своим основным источником SCLM.

Позднее, в плиоцене (3 млн лет назад), в течение следующего импульса эндогенной активности, на северо-востоке Аравийской плиты мантийные расплавы к поверхности поднимались уже по ранее сформированным магмоподводящим каналам и, очевидно, с высокой скоростью. Вследствие этого их фракционирования и ассимиляции коровым материалом практически не отмечено. Магмогенерация в этот период, скорее всего, происходила или в верхней части астеносферы или на уровне раздела астеносфера/литосфера, а расплавы имели промежуточные геохимические и изотопные характеристики в результате продолжающегося взаимодействия вещества глубинной мантии с SCLM (лавы I фазы активности плато Алемдаг).

В ходе третьего импульса магматизма (2.0–1.9 млн лет назад) в пределах плато Алемдаг к поверхности поднимались уже непосредственно расплавы из глубинного источника (резервуар PREMA), формирование которых происходило на больших глубинах в мантии и сопровождалось там кристаллизационной дифференциацией. Ассимиляции материала SCLM и коры при подъеме к поверхности не происходило.

В середине плейстоцена (1.5–1.3 млн лет назад) в северо-восточной части Аравийской плиты отмечается последний импульс эндогенной активности. В пределах плато Алемдаг расплавы повторно формировались при участии двух источников (SCLM и PREMA); подъем магм к поверхности происходил быстро, без фракционирования в промежуточных камерах. В то же время, в пределах ареала Курталан расплавы, имевшие тот же смешанный источник, на пути к поверхности ассимилировали материал верхней коры, что, вероятно, было связано с отсутствием под этим районом ранее сформированных магмоподводящих каналов.

Исходя из совокупности результатов проведенных исследований, можно предположить, что щелочной базальтовый вулканизм северного сектора Аравийской плиты генетически не связан с коллизией Евразийской и Аравийской плит и не является постколлизионным по своей природе. Магматическая активность в этой части Земли в конце миоцена–плейстоцене является следствием раскрытия Красноморского бассейна, распространением начальной рифтогенной обстановки на зону обрамления Левантийского и Восточно-Анатолийского трансформных разломов в результате конвекции потоков вещества в глубинной мантии из района подъема плюма Афар в северном направлении.

Авторы признательны С. А. Силантьеву и анонимному рецензенту за их замечания, что позволило улучшить статью.

Работы выполнены при финансовой поддержке РЦНИ (проект № 21-55-46006СТ) и TÜBİTAK (проект № 220N062).

Sobre autores

А. Chugaev

Institute of Geology of Ore Deposits, Petrography, Mineralogy and Geochemistry, Russian Academy of Sciences

Email: vassachav@mail.ru
Rússia, 119017, Moscow, Staromonetnyj pr., 35

A. Parfenov

Institute of Geology of Ore Deposits, Petrography, Mineralogy and Geochemistry, Russian Academy of Sciences

Email: vassachav@mail.ru
Rússia, 119017, Moscow, Staromonetnyj pr., 35

V. Lebedev

Institute of Geology of Ore Deposits, Petrography, Mineralogy and Geochemistry, Russian Academy of Sciences

Email: vassachav@mail.ru
Rússia, 119017, Moscow, Staromonetnyj pr., 35

I. Chernyshev

Institute of Geology of Ore Deposits, Petrography, Mineralogy and Geochemistry, Russian Academy of Sciences

Email: vassachav@mail.ru
Rússia, 119017, Moscow, Staromonetnyj pr., 35

V. Oyan

Van Yüzüncü Yil University

Email: vassachav@mail.ru

Faculty of Engineering, Department of Mining Engineering

Turquia, 65080, Van, Zeve Campus

Y. Özdemir

Van Yüzüncü Yil University

Email: vassachav@mail.ru

Faculty of Engineering, Department of Geological Engineering

Turquia, 65080, Van, Zeve Campus

E. Oyan

Van Yüzüncü Yil University

Email: vassachav@mail.ru

Faculty of Engineering, Department of Geological Engineering

Turquia, 65080, Van, Zeve Campus

Ju. Gol'cman

Institute of Geology of Ore Deposits, Petrography, Mineralogy and Geochemistry, Russian Academy of Sciences

Email: vassachav@mail.ru
Rússia, 119017, Moscow, Staromonetnyj pr., 35

I. Rassohina

Institute of Geology of Ore Deposits, Petrography, Mineralogy and Geochemistry, Russian Academy of Sciences

Email: vassachav@mail.ru
Rússia, 119017, Moscow, Staromonetnyj pr., 35

B. Gareev

Kazan Federal University

Email: vassachav@mail.ru
Rússia, 420008, Kazan

G. Batalin

Kazan Federal University

Autor responsável pela correspondência
Email: vassachav@mail.ru
Rússia, 420008, Kazan

C. Pavlidis

Institute of Geology of Ore Deposits, Petrography, Mineralogy and Geochemistry, Russian Academy of Sciences

Email: vassachav@mail.ru
Rússia, 119017, Moscow, Staromonetnyj pr., 35

Bibliografia

Arquivos suplementares