Геохимия изотопов стронция, неодима и кислорода в породах щелочной базальт-трахит-пантеллерит-комендитовой серии вулкана Пектусан

Попов В.К.^*, Сандимирова Г.П.^**, Веливецкая Т.А.^*

^*Дальневосточный Геологический институт ДВО РАН, Владивосток, vladpov@fegi.ru ^**Институт геохимии СО РАН, Иркутск, isand@igc.irk.ru

Вулкан Пектусан (Байтоушань) расположен на границе Кореи и Китая, его координаты: 42^о 00¢ с.ш. и 128^о04¢ в.д., высшая отметка 2744 м. Является единственным действующим вулканом на восточной окраине Азиатского материка. Представляет собой стратовулкан диаметром 10 км, конус которого сложен, главным образом, лавами и пирокластическими отложениями щелочных трахитов, трахидацитов, пантеллеритов и комендитов. Вулкан расположен на базальтовом плато Чанбайшань, нижняя часть которого сложена щелочными базальтами, а верхняя √ толеитами. Вершинная кальдера (4х6 км) с озером Тяньчи сформировалась в период 969 ╠ 20 лет н.э. в результате катастрофического направленного взрыва [11]. При извержении было выброшено 96 ╠ 19 км³ тефры комендитового состава и порядка 1790-2100 мегатонн газов (H₂O, Cl, F и S) [8; 11]. Последние вулканические события произошли в 1702 г. с извержением внутри кальдеры игнимбритов и туфов трахитового состава, в 1898 г. √ фреатомагматическое извержение в кратерном озере с выбросом пара, газа и песка а в 1903 г. √ эксплозивное извержение с выбросом комендитовой и трахитовой тефры, отложившейся на северном и восточном склонах вулкана [14].

Вулканические породы Пектусана относятся к щелочной базальт√трахит√пантеллерит-комендитовой серии, отражающей плиоцен-четвертичный этап вулканизма Восточно-Китайской рифтовой системы в пределах северо-восточного ответвления разлома Тан-Лу.

Щелочные породы вулкана Пектусан слагают его конус (лавы, игнимбриты, туфы), а также поля рыхлых пемзовых отложений вокруг вулканической постройки. Вулканические породы представлены щелочными трахитами, трахидацитами, пантеллеритами, комендитами и трахириолитами. Формирование конуса вулкана началось с извержения трахитов 3.11 млн лет назад [2]. В дальнейшем происходило периодическое чередование извержений средних (трахитов) и кислых (трахидацитов, пантеллеритов и комендитов) щелочных пород. 2.2 млн. лет назад к юго-востоку от вулкана произошло извержение пемз и обсидианов трахириолитового состава. На склонах вулкана известны трубки взрыва щелочных базальтов, сформированные 245-125 тыс. лет назад [2; 8]. Мощные покровы щелочных трахитов слагают основание, а также конус стратовулкана, чередуясь с кислыми щелочными породами. Кислые эффузивы сложены стекловатыми разностями. Для игнимбритов характерны фьямме и прослои вулканического стекла. Пантеллериты образуют стекловатые лавовые потоки. Как правило, породы содержат порфировые вкрапленники щелочных минералов √ арфедсонита, эгирина, калиевого полевого шпата, а также фаялита, анортоклаза, кислого плагиоклаза. Акцессорные минералы представлены цирконом, апатитом, монацитом, ильменитом. На внешнем и внутреннем склонах вершинной кальдеры среди пемзовых отложений встречаются обломки сиенитов. Впервые сиенитовые включения были отмечены Э.Э. Анертом [1], позднее Е.П. Денисовым [3], обнаружившими их на корейской стороне вулкана. Исследователями были даны только общие черты их петрографического состава как ⌠авгитового сиенита с роговой обманкой■ [1, с. 276] и отмечено, что они ⌠подтверждают генетическую связь трахитов и сиенитов и указывают на наличие в глубине сиенитового массива■ [3, с. 6]. Обнаруженные нами в 2002 г. обломки сиенитов (до 20 см в поперечнике) представлены средне- (с/з) и крупнозернистыми (к/з) разностями щелочных нефелиновых сиенитов, сложенных кристаллами кали-натрового полевого шпата, эгирин-авгита, керсутита, гастингсита, оливина гортонолит-фаялитового состава, биотита, мелкозернистыми агрегатами прозрачного нефелина. Акцессорные минералы представлены крупными кристаллами апатита, магнетита и циркона. Породы имеют порфировидную структуру и несут следы термального метаморфизма. К/з сиениты отличаются меньшим содержанием темноцветных минералов и нефелина. По химическому и микроэлементному составу сиенитам оказались близки стекловатые трахиты и пемзы, слагающие постройку стратовулкана и имеющие аналогичный состав минералов-вкрапленников. Микроэлементный состав сиенитовых обломков заметно варьирует. К/з сиениты характеризуются более высокими концентрациями Ba и Sr, пониженными √ Rb, Zr, Nb, а также иными (относительно с/з пород) значениями отношений Zr/Nb и Rb/Sr. Указанные различия в составе сиенитовых включений могут быть объяснены особенностями их кристаллизации из флюидонасыщенного трахитового расплава в апикальных частях магматической камеры с частичным фракционированием темноцветных и акцессорных минералов, или из разноглубинных промежуточных очагов трахитовой магмы [5].

Для вулканических пород Пектусана характерны высокие концентрации высокозарядных (HFSE), крупноионных литофильных (LILE) и редкоземельных (REE) элементов, как для кислых, так и для базальтоидных пород. В кислых щелочных породах наблюдается фракционированный спектр распределения элементов. На фоне высоких концентраций HFSE и LILE с максимумами для Cs, Rb, Th, U, Hf, Zr, для них характерны низкие концентрации Ba и Sr, образующих на кривых глубокие минимумы. Кривые распределения REE для этой группы пород имеют отрицательный наклон и наличие европиевого минимума [6; 7].

Особенности геохимического состава свидетельствуют о генетической связи щелочных базальтов, трахитов и кислых щелочных пород вулкана Пектусан. Механизм образования кислых щелочных пород вулкана трактуется исследователями по-разному. Образование комендитовых магм Пектусана традиционно объясняется фракционированием из трахитового расплава анортоклаза, геденбергита и фаялита [11]. Другие исследователи [10], основываясь на изотопных и геохимических данных, происхождение пантеллеритов связывают с процессами кристаллизационной дифференциации базальтовой магмы без признаков добавления корового материала. На основании результатов геохимического изучения пород мы пришли к выводу, что формирование кислых щелочных пород (щелочных трахидацитов, пантеллеритов и комендитов) объясняется механизмом флюидно-магматической эволюции трахитовых расплавов, насыщенных летучими компонентами √ Cl, F, S, H₂O, а образование трахириолитов связано с процессами анатектического плавления материала коры [5; 6]. Для более детального изучения процессов эволюции щелочных магм вулкана Пектусан было необходимо провести изотопно-геохимическое изучение основных петрогеохимических типов пород, слагающих его постройку.

Нами получены первые данные изотопного состава стронция, неодима и кислорода в базальтах, трахитах, сиенитах, трахидацитах, пантеллеритах, комендитах и трахириолитах (таблица). Аналитические исследования выполнены в Институте геохимии СО РАН (изотопы стронция и неодима) и Дальневосточном геологическом институте ДВО РАН (изотопы кислорода). Концентрации Rb, Sr, Nd и Sm определены методом масс-спектрометрии с индуктивно-связанной плазмой (ICP-MS) на масс-спектрометре Element 2 фирмы Finnigan. Измерения изотопов стронция и неодима выполнены на масс-спектрометре FinniganMAT 262. Масс-спектрометрический анализ изотопного состава кислорода проводился на масс-спектрометре МИ 1201-B.

От базальтов к трахириолитам значения отношений ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr возрастают от 0.70489 до 0.71331, а отношения ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd варьируют от 0.512578 в базальтах до 0.512735 в трахириолитах, закономерно снижаясь от трахитов к комендитам (см. табл.). Значения δ¹⁸O возрастают от 5.3┴ в базальтах до 6.8┴ в трахириолитах. Исключение составляют сиениты обедненные ¹⁸O до 2.2┴. Следует отметить, что полученные результаты сопоставимы с имеющимися литературными данными по изотопному составу базальтов, трахитов и пантеллеритов Пектусана [10; 12-13; 15 и др.].

Базальты Пектусана по Nd-Sr изотопным отношениям соответствуют глубинным резервуарам типа EM-I и EM-II, что согласуется с ранее сделанными выводами по Nd-Sr-Pb изотопным отношениям в базальтах Тяньчи (Чанбайшаня) [10; 13]. Более ранние базальты основания плато сопоставимы с составом внутриплитных толеитов и E-MORB [9]. В трахитах изотопные отношения ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr и ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd возрастают, оставаясь, однако, в пределах поля базальтов Чанбайшаня. В данном случае очевидно нарушение мантийной последовательности. Значение δ¹⁸O в трахитах составляет 6.3┴. По соотношениям изотопного состава кислорода и стронция, а также соотношениям изотопного состава кислорода и неодима устанавливается прямая корреляция, характерная при контаминации мантийного источника коровым веществом [4]. В сиенитах изотопные отношения ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd и ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr несколько отклоняются от мантийной последовательности. При этом наблюдается их резкое обеднение изотопом ¹⁸О, что можно объяснить взаимодействием с гидротермально-измененными породами или наложенным термальным метаморфизмом под воздействием флюидов, основным компонентом которых является вода [4]. Как было отмечено выше, сиениты несут следы термального метаморфизма. При этом отношение ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr в трахитах и сиенитах не меняется (см. табл.). Щелочные трахидациты отличаются высокими содержаниями Sr и Rb (см. табл.). Значения ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr в этих породах возрастают до 0.708, а ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd уменьшаются до 0.512591 и в рамках Sr-Nd изотопной системы отвечают источнику EM-II. Значение δ¹⁸O в этих породах составляет 6.2┴. По соотношению изотопного состава кислорода и стронция токи состава пород соответствуют тренду ⌠мантийной■ контаминации по [4]. Пантеллериты и комендиты обогащены Rb и Nd и резко обеднены Sr. Значения ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd в породах остаются на уровне 0.512599-0.512596, а ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr (в комендитах) составляет 0.70536. Величина δ¹⁸O в комендитах не меняется. Sr-Nd изотопная система для комендитов незначительно обогащена радиогенным стронцием, оставаясь в пределах поля составов базальтов Чанбайшаня. Трахириолиты, проявленные локально на корейской стороне вулкана в виде пемз и вулканических стекол (обсидианов), по характеру распределения в них редких и редкоземельных элементов идентичны щелочным трахитам и трахидацитам [7]. Однако по изотопному составу трахириолиты резко отличаются от кислых щелочных пород высокими значениями ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd, ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr и δ¹⁸O (см. табл.), свидетельствующими об их коровом источнике.

Таким образом, проведенные исследования изотопного состава неодима, стронция и кислорода основных разновидностей пород вулкана Пектусан показали, что источником щелочных базальтов были глубинные резервуары типа EM-I и EM-II. Большая часть кислых щелочных пород произошла в результате флюидно-магматической дифференциации первично мантийных магм с определяющей ролью в этом процессе летучих компонентов (Cl, F, S, H₂O) и при незначительном влиянии процессов контаминации расплавов коровым веществом. Щелочные трахидациты по своим параметрам ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd и ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr отвечают источнику EM-II, а по изотопному отношению ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr и δ¹⁸O соответствуют тренду ⌠мантийной■ контаминации. Подъем мантийных расплавов к подошве коры обусловил появление коровых резервуаров с иными изотопными характеристиками, отраженными в составе трахириолитов.

Работа выполнена в рамках проектов ╚Дальний Восток╩ РФФИ-ДВО РАН ╧╧ 06-08-96012, 06-05-96159 и ДВО РАН ╧ 06-III-А-08-319.

Литература

1. Анерт Э.Э. Путешествие по Маньчжурии. СПБ: Типография императорской Академии Наук, 1904. 432 с.

2. Геология Кореи. Пхеньян: Издательство книг на иностранных языках, 1993. 663 с.

3. Денисов Е.П., Тен Ха Чер. Краткая геологичекая характеристика вулкана Пектусан (Байтоушань). Владивосток: Дальневосточное книжн. изд-во. 1966. 7 с.

4. Покровский Б.Г. Коровая контаминация мантийных магм по данным изотопной геохимии. М.: Наука, 2000. 228 с.

5. Попов В.К., Ноздрачев Е.А., Кузьмин Я.В. Включения нефелиновых сиенитов в пемзах вулкана Пектусан: состав, генезис и геодинамические условия проявления магматизма. // Геохимия магматических пород. Труды XXI Всероссийского семинара по геохимии магматических пород. 3-5 сентября 2003 г., Апатиты, ГИ КНЦ РАН. Апатиты: изд-во Кольского научного центра РАН. 2003. С. 127-128.

6. Попов В.К., Сахно В.Г., Кузьмин Я.В., Гласкок М.Д. Геохимия кислых щелочных пород вулкана Пектусан // Труды научной школы ⌠Щелочной магматизм Земли■. Ежегодный семинар. Геохимия магматических пород. 26-27 апреля. Москва, 2005. С. 135-138.

7. Попов В.К., Сахно В.Г., Кузьмин Я.В., Гласкок М.Д., Цой Б.-К. Геохимия вулканических стекол вулкана Пектусан // ДАН. 2005. Т. 403. ╧. 2. С. 248-252.

8. Сахно В.Г., Попов В.К. Хронология эксплозивной активности и периодичность катастрофических извержений вулкана Пектусан (Юг Дальнего Востока) // Изотопное датирование процессов рудообразования, магматизма, осадконакопления и метаморфизма. Материалы III Российской конференции по изотопной геохронологии 6-8 июня 2006 г. М: ГЕОС. С. 244-249.

9. Федоров П.И., Филатова Н.И. Кайнозойский вулканизм Корейского региона // Геохимия. 2002. ╧ 1. С. 3-29.

10. Basu A.R., Wang J., Huang W., Xie G., Tatsumoto, M., Major element, REE, and Pb, Nd and Sr isotopic geochemistry of Cenozoic volcanic rocks of eastern China: implication for their origin from suboceanic-type mantle reservoirs // Earth Planet. Sci. Lett. 1991. V. 105. P. 149√169.

11. Horn S., Schmincke H.-U. Volatile emission during the eruption of Baitoushan Volcano (China/North Korea) ca. 969 AD // Bull. Volcanol. 2000. V. 61. P. 537-555.

12. Peng Z.G., Zartman R.E., Futa K., Chen D. Pb-, Sr- and Nd-isotopic systematics and chemical characteristics of Cenozoic basalts, eastern China // Chem. Geol. 1986. V. 59. P. 3√33.

13. Tatsumoto M., Basu A.R., Huang W., Wang J., Xie G.H. Sr, Nd, and Pb isotopes of ultramafic xenoliths in volcanic rocks of eastern China: enriched components EM I and EM II in subcontinental lithosphere // Earth Planet. Sci. Lett. 1992. V. 113. P. 107√128.

14. Wei H., Sparks R.S.J., Liu R. et. al. Three active volcanoes in China and their hazards // J. of Asian Earth Sci. 2003. V. 21. P. 515√526

15. Zhou X., Armstrong R.L. Cenozoic volcanic rocks of eastern China─secular and geographic trends in chemistry and strontium isotopic composition // Earth Planet. Sci. Lett. 1982. V. 58 P. 301√329.

Изотопный состав стронция, ниодима и кислорода в породах вулкана Пектусан

⁸⁷Sr/⁸⁶Sr ╠ 2s

¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd ╠ 2s

Щелочной трахидацит

Пантеллерит

Трахириолит

Примечание. Анализ изотопов проводился по валовым пробам. Вычисление εNd в породах проводилось по современному значению I⁰_CURH = 0.512638. Содержание оксидов приведено в мас.%, микроэлментов √ мкг/г. Изотопный состав кислорода приведен в промилле относительно стандарта SMOW.

Образец	Порода	SiO₂	Na₂O	K₂O	Rb	Sr	Sm	Nd	⁸⁷Sr/⁸⁶Sr ╠ 2s	εSr	¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd ╠ 2s	εNd	δ¹⁸O, ┴ SMOW
П-505/1	Базальт	50.50	3.86	2.05	36	688	7.50	36.00	0.70489╠ 1	5.54	0.512578╠ 4	-1.2	5.3
П-505	Трахит	59.36	5.90	4.39	100	519	12.34	75.68	0.70504╠ 1	7.66	0.512639╠ 9	0.02	6.3
П-508/1	Сиенит	63.60	6.45	5.55	136	35	15.35	56.03	0.70504╠ 1	7.66	0.512597╠ 8	-0.8	2.2
П-509/1	Щелочной трахидацит	66.24	6.30	5.02	230	1973	21.00	116.99	0.708╠ 6	49.68	0.512591╠ 3	-0.9	6.2
П-509	Пантеллерит	69.25	6.01	4.64	314	0.5	30.76	175.90			0.512599╠ 10	-0.8
П-507/4	Комендит	72.90	5.38	4.52	345	4	28.30	142.50	0.70536╠ 2	12.21	0.512596╠ 6	-0.8	6.3
23C	Трахириолит	73.46	3.25	4.45	103	18	11.40	16.56	0.71331╠ 1	125.05	0.512735╠ 3	1.9	6.8