Кайнозойский вулканизм Монголии

Геохимия и изотопия

Результаты геохимического изучения кайнозойских вулканических пород и содержащихся в них глубинных включений Байкало-Монгольского региона позволяют понять некоторые особенности глубинных процессов магмогенеза и эволюции магм рассматриваемых ареалов. Для Забайкалья были использованы данные по геохимии базальтов Тункинской впадины (Юго-Западное Прибайкалье), Джидинского района в Южном Прибайкалье (базальты Бартойской группы вулканов), а также данные по базальтам и глубинным включениям Хамар-Дабана и Витимского плато.

Значительная часть изученных образцов базальтов Монголии была отобрана из вулкана Шаварын-Царам (Хангай), Долиноозерского ареала и Дариганги. Рассматривались результаты геохимического изучения базальтов и глубинных включений, приведенные в работах [Агафонов, Еркушев, 1984; Геохимия..., 1989; Грачев и др., 1981; Ионов и др., 1993а, 1993б; Кепежинскас, 1979; Коваленко и др., 1985, 1990а, 1990б; Кононова и др. 1987, 1993; Салтыковский, Геншафт, 1985; Hock et al., 1999; Stosch et al., 1986; Zhou and Armstrong, 1982]. Для сопоставления были использованы результаты по геохимии базальтов и глубинных включений Северо-Восточного Китая (район Абага, примыкающий с юго-востока к плато Дариганга, и являющийся его продолжением в Китай) [Basu et al., 1991; Ruoxin and Jianzhong, 1983; Xuezheng and Dasheng, 1984; Zhou and Armstrong, 1982]. Геохимические особенности базальтов и ксенолитов рассмотрены отдельно.

Рис. 7.Спайдер -диаграммы для базальтов Монголии(а) и Забайкалья (б)

Сравнительный анализ проводился с использованием спайдер-диаграмм и диаграмм по РЗЭ, содержание которых было нормировано к хондриту (использована программа NEWPET). На диаграмме (рис. 7а,б) нанесены данные по малым и рассеянным элементам из упомянутых выше ареалов Забайкалья и Монголии. Все графики имеют характерную для базальтов умеренно-щелочной серии арковидную или дугообразную форму [Пузанков, 1999], при этом относительно пониженными являются содержания слабонекогерентных элементов - HREE, Y, Sc, Zn и т.д. в правой части ряда и несколько повышенными оказались содержания сильнонекогерентных из группы литофильных элементов с большими радиусами ионов - Rb, Sr, а также К, U и др., расположенные в левой части ряда. Для всех, практически без исключения, базальтовых серий устанавливается бариевый максимум. Резко выражены минимумы в содержаниях Cs и Pb для всех базальтов Центральной Монголии, Дариганги и Забайкалья.

Таким образом, на спайдер-диаграммах общая тенденция изменения в содержаниях редких и рассеянных элементов сохраняется для всех ареалов БМР. В работе [Кононова и др., 1987] отмечается, что для Забайкальской части БМР наблюдается увеличение концентраций Sr, Rb, Zr, Nb, Ta, Th, Hf и легких РЗЭ (La_N/Yb_N увеличивается с 11 до 22). Обогащение литофильными элементами с большими радиусами ионов, а также ниобия и тантала и легкими РЗЭ относительно тяжелых отмечается и в базальтах Хамар-Дабана [Грачев, 1998б; Ionov and Hofmann, 1995]. Отношение La/Yb в этих базальтах составляет 17,1 и не отличается от такового для базальтов Бартойских вулканов.

Рис. 8. Нормированное по хондриту распределение РЗЭ в базальтах Монголии.

Выделенные в Монголии две базальтовые ассоциации - калиевая (Хангай, Центральная Монголия) и натриевая (Дариганга) [Кепежинскас, 1979] характеризуются определенными различиями в содержаниях микроэлементов. По более высокому содержанию элементов группы железа (Ni, Co, V, Sc) базальты Дариганги явно менее дифференцированы, чем более щелочные и менее магнезиальные вулканиты Хангая. По содержанию Rb "монгольские" базальты мало отличаются от базальтов Забайкалья, а от щелочных базальтоидов Восточно-Африканских рифтов вулканиты Монголии отличаются меньшими концентрациями Rb и более высокими - Ni и Co [Кепежинскас, 1979], что может свидетельствовать о менее дифференцированном характере "монгольских" магм. По величине K/Rb отношения базальты Монголии практически неотличимы от щелочных океанических базальтов [Gast, 1968].

Отметим отсутствие танталового минимума на спайдер-диаграмме кайнозойских базальтов, а повышенные концентрации этого элемента могут быть обусловлены плавлением обогащенного мантийного источника, из которого формировались эти базальты.

Рис. 9. Спайдер -диаграмма для ксенолитов ультрабазитов в базальтах Хамар -Дабана и Бартоя.

На рис. 8 показано нормированное по хондриту распределение этих элементов в монгольских породах. Из рассмотрения диаграммы видно, что практически все базальтоиды Монголии характеризуются отчетливым фракционным распределением РЗЭ (накоплением легких и обеднением тяжелыми РЗЭ) и незначительным увеличением концентраций в ряду La-Tb в породах, обладающих более высокой щелочностью. Максимально высокие содержания РЗЭ (прежде всего группы легких) зафиксированы в базанитовом стекле из Шаварын-Царама, где сумма щелочей составляет 10,49 мас.%. а отношение K₂O/Na₂O = 1,16. Характер накопления РЗЭ в щелочных базальтоидах полностью согласуется с данными, приводимыми в литературе [Балашов, 1976; Kay and Gast, 1973]. Отношение La/Yb закономерно возрастает как от базальтов переходного типа к базанитам, так и в ряду щелочной оливиновый базальт-гавайит-муджиерит.

Рис. 10. Спайдер -диаграмма для ксенолитов ультрабазитов в базальтах Хангая и Дариганги.

Геохимические данные по базальтам Забайкалья совпадают с немногочисленными определениями РЗЭ в кайнозойских базальтах Монголии [Агафонов, Еркушев, 1984; Геохимия..., 1989; Коваленко и др., 1989, 1996; Первов и др., 1984; Stosch et al., 1986], а пределы количественных соотношений совпадают с установленными ранее [Kay and Gast, 1973]. Такое же распределение РЗЭ устанавливается для района Абага (Северо-Восточный Китай), который является продолжением плато Дариганга. За редким исключением такое распределение РЗЭ является типичным для большинства ареалов базальтового вулканизма в пределах практически всех континентальных и океанических структур.

На рис. 9 приведена спайдер-диаграмма для ультраосновных включений из базальтов Хамар-Дабана [Грачев, 1998б] и Бартойских вулканов [Ионов и др., 1993б; Кононова и др., 1987, 1993]. Можно видеть, что ксенолиты Бартоя более истощены, чем Хамар-Дабанские по большинству элементов; явно выражен калиевый минимум для всей группы ксенолитов, хорошо проявлен танталовый максимум. Ксенолиты из Хамар-Дабана дают практически равномерное распределение малых элементов, хотя заметно обогащаются (при сравнении с хондритом) следующими элементами: Cs, Ce, Ti, Yb.

На спайдер-диаграмме для ксенолитов Дариганги и Хангая (рис. 10) отмечается обогащение Th, Ce, Cr и наоборот резкое понижение в содержании Rb, Zr, Ti. Среди изученных ксенолитов Хангая и Дариганги преобладали гранатовые и шпинелевые лерцолиты, а также гарцбургит. Для обоих ареалов, а также для Забайкалья и Китая не видно резких вариаций в содержании малых элементов.

Рис. 11. Нормированное по хондриту распределение РЗЭ в ксенолитах ультрабазитов в базальтах Хангая и Дариганги.

Диаграмма распределения РЗЭ для мантийных ксенолитов (рис. 11) показывает большое разнообразие трендов от фракционного характера с накоплением легких или тяжелых РЗЭ до близкого к хондритовому распределеию и содержанию. Отмечалось [Геохимия..., 1989; Коваленко и др., 1990a, 1990б; Ionov et al., 1994; Kovalenko et al., 1986; Stosch et al., 1986; Wiechert et al., 1997], что многие ксенолиты в базальтах Монголии испытали криптометасоматоз, проявляющийся в накоплении ряда некогерентных элементов. "Примитивный" облик некотороых ксенолитов по распределению РЗЭ, скорее всего, объясняется вторичным обогащением под влиянием вторичных мантийных флюид-расплавов.

Изотопные исследования монгольских базальтов и их глубинных включений проведены на крайне незначительном числе образцов, представляющих только два вулканических района - Даригангу и Тарятскую впадину (вулкан Шаварын-Царам) [Коваленко и др., 1990а, 1990б; Harmon et al., 1987; Ionov et al., 1992; 1994; Stosch et al., 1986, 1995; Wiechert et al., 1997]. Поэтому целесообразно рассмотреть эти результаты в сопоставлении с данными, полученными на образцах пород из отдельных ареалов БРЗ [Грачев, 1998б; Ионов и др., 1983, 1984, 1987; Ionov et al., 1992, 1993] и Китая [Basu et al., 1991; Nohda et al., 1991 и др.].

Рис. 12.  Изотопные отношения 87Sr/86Sr - 143Nd/144Nd в ксенолитах ультрабазитов из базальтов Монголии, Забайкалья и Китая (а), Дариганги (б), Хангая (в)

Изотопные соотношения ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr и ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd (рис. 12а,б,в) показывают, что базальты и стекла в перидотитовых включениях характеризуются наиболее высокими значениями ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr и более низкими величинами ¹⁴⁴Nd/¹⁴³Nd, чем для ультраосновных включений и клинопироксенов из них. Все значения изотопных отношений укладываются вдоль мантийной последовательности резервуаров DM, N-MORB, EM1, характеризуясь несколько более высокими значениями изотопных отношений Nd. Ближе всего к мантийной последовательности располагаются породы Китайских ареалов [Nohda et al., 1991] и Шаварын-Царама. Породы Хамар-Дабана [Грачев, 1998б], Витима [Ионов и др., 1993а; Кононова и др., 1993] и Бартоя [Ионов и др., 1993б] в большей степени, чем монгольские, представляют деплетированную мантию, хотя в целом перекрывают поле точек пород Дариганги и Шаварын-Царама. В пределах Восточного Китая наиболее деплетированными по изотопным данным оказались перидотиты из рифтогенной структуры Ксиалиахе-Бохаи (Xialiahe-Bohai), а наиболее обогащенными - из пограничной с Северной Кореей внерифтовой области Чангбайшан (Changbaishan) [Nohda et al., 1991] (рис. 12).

Среди изученных образцов были ксенолиты "сухих", практически неизмененных шпинелевых и гранатовых перидотитов и содержащие гидратированные и другие вторичные глубинные минералы, указывающие на процессы мантийного метасоматоза. Такие метасоматизированные образцы обогащены радиогенными ⁸⁷Sr и ¹⁴⁴Nd.

По изотопным данным и Rb/Sr отношению для ультраосновных ксенолитов определен модельный возраст их образования [Коваленко и др., 1990a, 1990b; Stosch et al., 1986]. Большинство неметасоматизированных образцов дает возраст ~2 млрд лет, совпадающий с установленным глобальным процессом деплетирования первичной примитивной мантии. Повторное плавление мантии, вероятно, сопряженное с метасоматическим обогащением, протекало ~600 млн лет назад. Были получены и более молодые возраста, последнее событие, указывающее на метасоматическую проработку отдельных блоков мантии и возможное образование магм, с которыми связан кайнозойский вулканизм, относится ко времени 60-20 млн лет назад.

Изотопные исследования ¹⁸О/¹⁶О в ультраосновных ксенолитах Шаварын-Царама [Harmon et al., 1987] показали, что безводные шпинелевые лерцолиты представляют собой закрытую систему относительно кислорода во время предполагаемого внедрения горячего астеносферного диапира в литосферу под Хангайским нагорьем.

Изучение изотопии серы в ультрамафических включениях из базальтов Монголии, Забайкалья и других районов Азии [Ionov et al., 1992] показало, что по этой характеристике перидотиты Дариганги более деплетированы, чем аналогичные породы Хангая (Тарятская депрессия). Это согласуется с модальным минеральным составом включений перидотитов из рассматриваемых ареалов: перидотиты Дариганги в целом содержат меньше клинопироксена и более магнезиальны. Показано, что ксенолиты наиболее обогащенные изотопом ³⁴S заметно богаче Ba и имеют самые высокие изотопные отношения ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr среди всех изученных перидотитов Дариганги. Такие геохимические соотношения позволили авторам [Ionov et al., 1992] предположить сильное влияние на состав мантийного субстрата глубинных процессов метасоматоза. В то же время слюдистые ксенолиты из вулканитов Тарятской депрессии не испытали обогащения радиогенной серой.