Изотопно-геохимический
парадокс составов кислых щелочных пород палеогеновой контрастной формации Амгуэмо-Канчаланского вулканического поля Чукотки
Полин В.Ф.*, Сахно
В.Г.*, Максимов С.О.*, Сандимиров И.В.**
*Дальневосточный геологический институт, Владивосток,
Россия; **Институт геохимии имени А.П. Виноградова, Иркутск, Россия.
В пределах Амгуэмо-Канчаланского
вулканического поля (АКВП) Охотско-Чукотского
вулканогенного пояса выделяется сенон-палеогеновая
контрастная серия, включающая палеогеновую бимодальную формацию окраинно-континентально-рифтогенного типа (Полин, 1990;
Полин, Молл-Столкап, 1999).
Бимодальная формация
связана с участками пояса, заложенными на коре с мощным гранитно-метаморфическим
слоем (Эскимосский массив). В ее объеме основную роль играют трахибазальты и трахидациты, трахидациандезиты; в меньшей мере развиты трахиандезибазальты, трахиандезиты,
трахириолиты, а также пантеллериты,
комендиты и щелочные граниты.
Проявления натриевого щелочного кислого вулканоплутонизма в АКВП контролировались субширотными и субмеридиональными
структурами растяжения и были практически синхронны с раскрытием структур типа
⌠pull-apart
basins■, с объемным базальтовым вулканизмом.
Последовательность магматических событий подтверждена возрастными изотопными
датировками (Полин, Сахно и др., 2007).
Комендиты и щелочные граниты в АКВП слагают крупные вулканические
и плутонические купола по южной периферии Белоувалинского
вулканического грабена и на восточном фланге Варэнайского
вулкано-тектонического
прогиба. Пантеллериты, слагающие субвулканические
купола и дайки, встречаются в приразломных прогибах и
вулканических грабенах, в пределах реликтов базальтовых вулканов.
Геохимическое сопоставление щелочных кислых пород
палеогеновой контрастной формации с породами типовых геодинамических обстановок
показало практически полную их аналогию кислым членам внутриплитных
бимодальных комплексов [Полин, Молл-Столкап, 1999].
По ряду характеристик они подобны анарогенным
гранитам.
Кислые щелочные породы этой формации прежде
рассматривались как результат глубокой степени дифференциации трахибазальтовой магмы, либо как производные низкой степени
плавления единого с трахибазальтами мантийного
источника. Полученные новые изотопно-геохимические характеристики потребовали
пересмотреть эту точку зрения и внести коррективы в представления о
первоисточниках щелочно-салических расплавов.
Модельный Sm-Nd возраст источников щелочных пород (табл.) достаточно
выдержан: TDM = 481-500 млн лет, TDM2 =
516-580 млн лет; при этом возраст для одностадийной
модели близок к геологическому возрасту пород Эскимосского массива, являющегося
комплексом основания структур АКВП. В изотопном отношении щелочные породы отвечают
εNd(+)
типу, с величинами неодим-неодимового отношения,
близкими к умеренно деплетированной мантии. Расчет инициальных стронций-стронциевых
отношений (табл.) показал нереально низкие значения в них этого параметра (в пантеллерите и щелочном граните √ близкие к BABI, в комендите
и щелочном гранит-порфире √ вдвое меньшие, чем в BABI). По этой
причине, взаимораспределение изотопных отношений
неодима и стронция установить невозможно. При условном принятии
первичных отношений стронция в породах щелочной ассоциации на уровне таковых в
древних гранитных породах (~ 0,700-0,702), фигуративные
точки их будут близки к нижней границе поля (плюмового?)
компонента HIMU и весьма
приблизительно соответствовать верхам гиперболы смешения для пород
континентальной коры и континентальных толеитовых базальтов
(по: Фор, 1989). Исходя из этого, сложно объяснить
генезис кислых щелочных пород АКВП как производных от смешения
базальтовых расплавов и анатектических коровых
выплавок.
Таблица 1.Изотопные
характеристики щелочных пород палеогеновой контрастной формации АКВП
Образец |
143Nd/144Nd |
ε60Nd |
Sr, ppm |
87Sr/86Sr |
(87Sr/86Sr)i |
206Pb/204Pb |
207Pb/204Pb |
208Pb/204Pb |
PN-29-263 |
0,512832 |
4.44 |
17 |
0.717699 |
0.698936 |
18.146000 |
15.394000 |
37.928001 |
О-1408-3 |
0,512806 |
4.0 |
15 |
0.717857 |
0.689869 |
18.358000 |
15.478000 |
38.209999 |
PN-201-1515 |
0,512803 |
3.91 |
2 |
0.735698 |
0.475475 |
18.319000 |
15.418000 |
38.028000 |
PN-203-1530 |
0,512789 |
3.64 |
5 |
0.738847 |
0.649953 |
18.325001 |
15.367000 |
37.865002 |
Примечание. Образцы: ПН-29-263 √ пантеллерит,
О-1408-3 √ щелочной гранит, ПН-201-1515 √ щелочной гранит-порфир, ПН-203-1530 √
комендит. Расчеты эпсилон
неодима проведены для деплетированной мантии по
методике ИГГД РАН, Санкт-Петербург, в соответствии с данными по абсолютному
возрасту кислых щелочных пород: 59-61 млн
лет (Полин, Сахно и др., 2007). Инициальные 87Sr/86Sr отношения рассчитаны для полученных значений
абсолютных калий-аргоновых датировок.
Наблюдаемая картина распределения изотопов неодима и
стронция, вероятно, могла иметь место в случае, если Sm/Nd и Rb/Sr в источнике этих пород были изначально малы и значимо
не изменялись со времени отделения Nd и Sr от мантийного резервуара. В то же время, Rb/Sr отношение в щелочных кислых расплавах должно было
быть изначально высоким, для объяснения высоких измеренных значений 87Sr/86Sr (табл.). Поскольку последние
определяются только аномально низким содержанием стронция, особенно в комендите и щелочном гранит-порфире,
важно понять причину, вызывающую исключительную ╚деплетированность╩
пантеллерит-комендитовых серий щелочно-земельными
катионами, включая стронций, которая является специфической геохимической
особенностью пантеллеритов, комендитов
и щелочных гранитов натрового профиля.
Для объяснения этого феномена может быть предложено два
механизма. Согласно первому, вынос щелочно-земельных
катионов, а также, в меньшей мере, алюминия мог происходить под воздействием высококислотного остаточного магматического флюида (Полин, Молл-Столкап, 1999) из щелочных расплавов на завершающих
стадиях их эволюции. Второй механизм подразумевает флюидно-магматическое обогащение кислого расплава
силикатами и/или хлоридами щелочей, которые, согласно (Эпельбаум, 1980; и др.),
разрушали протокристаллические полевошпатовые ╚мотивы╩
(кальциевые, бариевые и стронциевые ╚полевошпатовые╩ кластеры), обусловливая не
только перевод в подвижное состояние и вынос двухвалентных сильных катионов, но
и создание менее емкого в отношении алюминия и кальция альбитового минала. Последнее, вероятно, определяет столь
характерное для подобных серий возрастание агпаитности
системы в ходе ее эволюции.
Кислые щелочные расплавы могли образоваться в очагах
субщелочной кислой магмы, сохранившихся от предшествовавшего (кампан - маастрихт) периода
становления трахидацит-трахириолит-аляскитовой
формации, также принадлежащей контрастной серии (Полин, 1990; и др.).
Обогащение их натрием логично объясняется процессами восходящей диффузии при паратексисе и синтексисе кислых и
базитовых магм (Добрецов, Добрецов, 1983; Борисов,
2008).
По соотношению изотопов свинца, свинца и неодима точки
составов кислых щелочных пород попадают в поле вулканитов Исландии.
Наблюдается отсутствие значимой вариабельности составов по изотопам свинца и
значимое отклонение их от поля составов надсубдукционных
пород. Поскольку изотопы свинца √ чувствительные индикаторы коровой
контаминации, наблюдаемая картина, казалось бы, может свидетельствовать о том,
что палеогеновые пантеллериты, комендиты
и щелочные граниты не являются ни коровыми
расплавами, ни продуктами контаминации базальтов значительным количеством корового материала. Однако, учитывая значительность объемов
кислых щелочных пород и резкую бимодальность формации
в структурах их проявления (отсутствие пород промежуточного между трахибазальтами и пантеллеритами-комендитами
состава), трудно объяснить выплавление их из
мантийного субстрата либо образование путем дифференциации базальтового
расплава. Более реальной представляется генерация щелочно-салических расплавов
в результате переплавления ╚ювенильного╩
по изотопным характеристикам корового субстрата.
Полученные изотопные данные позволяют сделать
следующие выводы:
1)
источник палеогеновых щелочных кислых магм в АКВП √ ювенильная
континентальная кора, поставляющая субщелочной кислый материал, преобразуемый в
щелочной в ходе взаимодействия базитовой и кислой
магм на уровне периферических очагов, в условиях вероятного локального сжатия. Положительные значения εNd(Т)
объясняются относительно коротким интервалом времени, прошедшим с момента
образования корового источника щелочных пород;
2) поднята важная проблема нарушения изотопных систем на
позднемагматической стадии существования кислых щелочных расплавов натрового
геохимического профиля, которое необходимо учитывать при интерпретации
изотопных отношений, как измеренных, так и инициальных.
Работа
выполнена при финансовой поддержке проектов ДВО РАН ╧ 09-1-П14-02 и ╧
09-1-П16-02.
Литература:
Борисов
А.А. Экспериментальное исследование распределения К и Na между смешивающимися жидкостями // Петрология. 2008.
Т. 16. ╧ 6. С. 593-605.
Добрецов
Г.Л., Добрецов Н.Л. К проблеме генезиса щелочно-салических пород // Геология и
геофизика. 1983. ╧ 1. (277) с. 69-73.
Полин
В.Ф. Петрология контрастной серии Амгуэмо-Канчаланского
вулканического поля Чукотки. Владивосток: ДВО АН СССР. 1990. 228 с.
Полин
В.Ф., Молл-Столкап Е.Дж. Петролого-геохимические
критерии тектонических условий формирования Чукотского звена Охотско-Чукотского вулканического пояса // Тихоокеанская
геология. 1999. Т. 18. ╧ 4. С. 29-47.
Полин
В.Ф., Сахно В.Г., Екимова Н.И., Сандимирова Г.П. Пантеллерит √ комендит √
щелочно-гранитная ассоциация палеогеновой бимодальной формации Охотско-Чукотского вулкано-плутонического
пояса // ДАН. 2006. Т. 407. ╧ 3. С. 388-393.
Эпельбаум
М.Б. Силикатные расплавы с летучими компонентами. М.: Наука, 1980. 254 с.