Кайнозойский вулканизм Монголии

Глубинное строение и геофизические поля

Представления о глубинном строении Монголии, основанные на анализе геолого-геофизических данных суммированы в ряде работ [Геншафт, Салтыковский, 1979, 1990а; Геншафт и др., 1978; Зорин и др., 1982, 1990, 1993, 1994; Кожевников и др., 1990; Логачев, Зорин, 1984; Рогожина, Кожевников, 1979; Хуторской, Голубев, 1991; Genshaft and Saltykovsky, 1985; Khutorskoy and Yarmoluk, 1989; Zorin et al., 1990]. Следует отметить явную недостаточность геофизической изученности региона в сравнении с примыкающими структурами Прибайкалья и Китая. Фактически доступны результаты мелкомасштабной гравиметрической съемки, данные аэромагнитной съемки и магнитных измерений по редкой сети, а также сейсмологических измерений. Кроме того, имеются результаты измерений тепловых потоков в отдельных районах Монголии [Хуторской, Голубев, 1991; Khutorskoy and Yarmoluk, 1989].

Совокупность этих данных позволяет утверждать наличие в недрах Байкало-Монгольского региона масс разогретого и разуплотненного вещества (аномальной мантии), с которыми и связывают тектоно-магматическую активность в кайнозое. На протяжении последних 20 лет менялись представления о геометрии и размерах этой мантийной аномалии. На схемах [Зорин и др., 1982; Рогожина, Кожевников, 1979] отмечается крутой подъем поверхности аномальной мантии к подошве земной коры в области Байкальского рифта и погружение на глубины в сотни километров к юго-западу и юго-востоку относительно рифта и южного выступа Сибирской платформы. В более поздних моделях рассматривается толщина и строение литосферы под Монголо-Сибирской горной страной и отдельными ее структурами (Саяно-Байкальское, Хангайское поднятия и т.п.), обусловленные диапироподобными выступами астеносферы [Зорин и др., 1990, 1993, 1994; Кожевников и др., 1990; Логачев, Зорин, 1984; Zorin et al., 1990].

Начиная с работы [Степанов, Волхонин, 1969], подчеркивается тесная связь между региональным гравитационным полем и крупными мезо-кайнозойскими структурами Монголии. Основываясь прежде всего на гравиметрических данных, были оценены мощности земной коры и составляющих ее слоев (предполагается двухслойная кора континентального типа). Отмечается, что с востока на запад происходит общее утолщение коры от 36-40 до 45-50 км и увеличивается мощность "гранитного" слоя от 8-12 до 16-25 км. При этом наибольшее погружение граница Мохо испытывает под горно-складчатыми сооружениями. Под Хангайским нагорьем мощность земной коры превышает 60 км [Зорин и др., 1990; Логачев, Зорин, 1984]. Однако неровности границы Мохо обеспечивают изостатическую компенсацию только на 40%, остальные 60% обусловлены плотностными неоднородностями в глубоких частях земной коры и в верхней мантии. Было показано, что в субмеридиональной полосе, простирающейся на юг от БРЗ, в подкоровой части верхней мантии существуют массы вещества с пониженной плотностью, с которыми связана региональная отрицательная гравитационная аномалия [Артемьев и др., 1978]. Под Восточной Монголией верхняя мантия в целом характеризуется нормальным распределением плотности и скоростей упругих волн.

Соответственно такому распределению геофизических характеристик в Восточной и Западной Монголии устанавливается и различная мощность литосферы [Зорин и др., 1990, 1993, 1994; Кожевников и др., 1990; Zorin et al., 1990]: она значительно сокращена под Саяно-Байкальским и Хангайским поднятиями - модельные построения приводят к ее сокращению до мощности земной коры (ранее предполагался выступ аномальной мантии под Хангайским поднятием [Геншафт, Салтыковский, 1979; Геншафт и др., 1978; Genshaft and Saltykovsky, 1985]) - и достигает 140-175 км под структурами Восточной Монголии. Вероятно, можно допустить ее утонение под Хэнтейским поднятием до 80 км и под плато Дариганга до 110 км, хотя никаких инструментальных геофизических измерений в юго-восточной части Монголии не проводилось.

Сопоставление рассчитанных величин теплового потока (по мощности литосферы) с измеренными значениями показало, что тепловое поле литосферы БРЗ и Хангая является нестационарным: теоретические значения превышают в этих районах измеренные величины. Как будет показано ниже, это согласуется с минеральными палеогеотермами, построенными по глубинным включениям в кайнозойских базальтах Хангая и Дариганги [Геншафт, Салтыковский, 1985б]; Кепежинскас, 1979].

Имеющиеся данные свидетельствуют о значительных колебаниях в величине теплового потока, который изменяется от 16-20 мВт/м² в Южно-Монгольском герцинском поясе (Гобийский Алтай, Северо-Гобийский ареал, Монгольский Алтай) до 90-120 мВт/м² в придонной части оз. Хубсугул (Прихубсугулье) [Хуторской, 1996; Хуторской и др., 1991; Khutorskoy and Yarmoluk, 1989]. В Монголии выделяется три типа регионального распределения величин тепловых потоков: первый тип - сравнительно узкая линейная аномалия, связанная с Хубсугульской ветвью Байкальской рифтовой зоны; второй тип - область мозаичного распределения тепловых потоков Хангай-Хэнтейского района, Керуленской зоны и район р. Онон. К этой области приурочены основные ареалы кайнозойского вулканизма Центральной Монголии, включающей Хангайский, Хануйгольский, Орхон-Селенгинский и другие ареалы. И, наконец, третий тип - это область аномально низких величин тепловых потоков в пределах Южно-Монгольского герцинского пояса [Хуторской, 1996]. Сюда попадает главный ареал кайнозойского вулканизма юго-восточной Монголии - плато Дариганга, а также Мандал-Гобийский, Ундэр-Шильский и восточная часть Северо-Гобийского ареала.

В Прихубсугулье высокие тепловые потоки зафиксированы по оси озера Хубсугул (более 90 мВт/м² ), а к западу и востоку от оси эти значения понижаются до 55-60 мВт/м² , что может свидетельствовать о локальности аномальной зоны [Хуторской, 1996]. Эта геотермическая аномалия постепенно переходит в область повышенных тепловых потоков Тункинской и Байкальской впадин [Дучков и др., 1982]. Аналогичная ситуация отмечается и на Байкале, где значения тепловых потоков, измеренные по оси озера и на побережье, различаются в два раза, что объясняется либо перераспределением глубинного тепла подземными водами [Голубев, 1982; Дучков и др., 1999], либо внедрением в земную кору под Байкалом "нагретой дайки" [Зорин, Лепина, 1984]. Возможно, что такая же ситуация наблюдается и под Хубсугулом, что подтверждается геотермическими и изотопно-геохимическими данными, особенно изотопией гелия [Поляк и др., 1994; Хуторской, 1996]. Изотопно-гелиевые оценки теплопотока позволили уточнить его распределение на территории Монголии и установить вариации в неразбуренных скважинами ареалах (например, на Хангае). Выявлена корреляция величины отношения ³Не/⁴Не и теплопотока с глубинным строением - отрицательная корреляция с мощностью земной коры [Поляк и др., 1994].

Рис. 13. Положение границы Мохо в Монголии

Рис. 14. Положение нижней границы литосферы в БМР

Мозаичный тип тепловых потоков, выделенный в Центральной Монголии, обусловлен, по-видимому, внедрением разогретого вещества (возможно, "аномальной" по своим геофизическим свойствам, мантии) в нижнюю часть земной коры, о чем свидетельствует интенсивный кайнозойский щелочно-базальтовый вулканизм практически на всей территории Центральной Монголии [Артемьев и др., 1978].

Пока трудно объяснить исключительно низкие значения величин тепловых потоков в южной, особенно в юго-восточной (под плато Дариганга) частях Монголии, хотя некоторые данные по теплогенерации горных пород (по концентрациям U,Th и K) к юго-востоку от Мандал-Гоби свидетельствуют о повышенных значениях (4,3-4,8 мкВт/м ² ) величин теплогенерации магматических пород [Дорофеева, Синцов, 1992].

На рис. 13,14 и15 приведены положения поверхности Мохо, подошвы

литосферы и схема теплового потока в Монголии. В последнее время появились результаты томографического анализа записей далеких землетрясений, зарегистрированных на разных профилях [Гао и др., 1994; Мордвинова и др., 2000]. Они свидетельствуют о сильной  неоднородности недр региона в верхних 200 км. К сожалению, субмеридиональный профиль прошел в стороне от основных ареалов кайнозойского вулканизма Монголии (по линии Иркутск - Улан-Батор) [Мордвинова и др., 2000], но выявленные области низкоскоростной

Рис. 15. Схема распределения теплового потока на территории БМР

Рис. 16. Глубинное распределение Vs по данным сейсмической томографии

низкоскоростной (аномальной) мантии и локальные выступы низкоскоростного вещества в близповерхностных горизонтах. Это согласуется с данными ГСЗ по БРЗ [Крылов, Мишенькин, 1984] - понижение скоростей продольных волн в подкоровой мантии только под рифтогенными впадинами - и с интерпретацией томографических данных для Центрального Французского массива [Sobolev et al., 1996].