1. На главную
  2. Электронные версии
  3. Доклады Российской академии наук. Науки о Земле
  4. T. 493, № 1, 2020

Доклады Российской академии наук. Науки о Земле, 2020, T. 493, № 1, стр. 43-48

ИСТОЧНИКИ МАГМ И УСЛОВИЯ ОБРАЗОВАНИЯ ПОРОД ПОЗДНЕКАЙНОЗОЙСКОГО УДОКАНСКОГО ВУЛКАНИЧЕСКОГО ПЛАТО

Академик РАН В. В. Ярмолюк 1, *, В. М. Саватенков 2, Ф. М. Ступак 1, Е. А. Кудряшова 1

1 Институт геологии рудных месторождений, петрографии, минералогии и геохимии Российской академии наук
Москва, Россия

2 Институт геологии и геохронологии докембрия Российской академии наук
Санкт-Петербург, Россия

* E-mail: yarm@igem.ru

Поступила в редакцию 01.05.2020
После доработки 04.05.2020
Принята к публикации 06.05.2020

Полный текст (PDF)

Аннотация

Удоканское вулканическое плато выделяется на фоне других вулканических областей позднекайнозойской вулканической провинции Востока Азии высокой щелочностью пород, их калиевой специализацией и составом пород, изменяющимся от мелалейцититов и меланефелинитов до щелочных трахитов. Присутствие щелочносалических пород в составе вулканических ассоциаций делает ее уникальной для провинции. Рассмотрены причины, определившие особенности магматизма Удоканского плато. На основе данных геохимических и изотопных исследований показано, что источником магм области служила умеренно обогащенная мантия мантийного плюма. Исходные расплавы формировались в условиях стабильности граната при низких степенях плавления. Это способствовало их обогащению щелочами и другими несовместимыми элементами, особенно ультраосновных базитов. Установлено, что распределение рассеянных элементов в породах вулканических ассоциаций контролировалось процессами фракционирования. Глубокая дифференциация магм вплоть до щелочных трахитов протекала в периферических магматических камерах. Здесь магмы взаимодействовали с внутрикоровыми водами, что привело к изменению в них изотопного состава кислорода. Показано, что контаминация не играла решающего значения при образовании пород лавового плато.

Ключевые слова: позднекайнозойская вулканическая провинция, Удоканское лавовое плато, вулканизм, изотопные и геохимические источники магматизма, мантийное плавление, кристаллизационная дифференциация

В позднем кайнозое в пределах Восточной Азии возникла крупная вулканическая провинция [1]. В ее строении выделяется ряд вулканических областей, сложенных преимущественно породами основного состава. Вулканиты кислого состава в строении провинции являются исключением. Они установлены в строении двух вулканических областей – Чанбайшаньской, расположенной в восточной части провинции, и Удоканской, тяготеющей к северо-западной ее границе. Эти отличия, очевидно, свидетельствуют об особых условиях зарождения и эволюции магматизма в пределах этих областей, которые пока остаются недостаточно изученными.

В статье на основе изотопных (Sr, Nd, Pb) и геохимических данных оценены составы исходных расплавов Удоканской вулканической области (или вулканического плато), условия их зарождения и эволюции во времени, а также причины, приведшие к их глубокой дифференциации.

Удоканское вулканическое плато располагается на северо-западном фланге Байкальской рифтовой зоны, занимая площадь около 3000 км2 [2, 3]. На общем фоне вулканической провинции оно выделяется высокой долей щелочных лав, их калиевой специализацией и составом пород, изменяющимся от мелалейцититов и меланефелинитов до щелочных трахитов [2]. В развитии области выделяются этапы (млн лет) [3]: среднемиоценовый (15–14), позднемиоценовый (10–7.0), плиоценовый (5.6–1.8), плейстоценовый (1.8–0.04) и голоценовый (0.01205–0.0021).

Петро-геохимические особенности пород. Состав вулканических продуктов каждой возрастной серии варьировал от щелочных пикритоидов до щелочных трахитов через щелочные базальты, трахибазальты, фонотефриты и трахиандезиты (рис. 1). Представительные составы пород приведены в табл. 1. Породы разных этапов обладают близкими, но различающимися петрохимическими характеристиками (рис. 1). Среднемиоценовые лавы выделяются преимущественно ультраосновным составом. Породы позднего миоцена наименее щелочные, в них широко представлены трахибазальты. Среди пород плиоцена и плейстоцена–голоцена преобладают щелочные базальты, фонотефриты и щелочные трахиты (рис. 1).

Рис. 1.

Распределение петрогенных окислов и редких элементов относительно SiO2 и Mg* в породах Удоканского вулканического плато. Породы этапов вулканизма: 1 – среднемиоценовый, 2 – позднемиоценовый, 3 – плиоценовый, 4 – плейстоценовый и голоценовый.

Таблица 1.

Состав представительных проб Удоканского вулканического плато

Проба 34-83 УДК-82-83 УДК-05-20 УДК-05-16 УДК-05-29 УДК-05-18 УДК-05-1 УДК-05/6 УДК-05-5 80-15 27-84
Возраст 0.08 0.125 2.39 4.4 2.02 4.1 9.35 9.95 9.35 14 15
SiO2 59.57 47.65 45.47 43.16 58.05 59.34 48.01 42.17 59.18 40.44 44.00
TiO2 0.60 2.33 2.60 2.54 0.40 0.44 2.36 5.05 0.38 2.93 2.80
Al2O3 18.65 17.24 14.82 13.97 17.80 18.00 16.02 14.23 17.88 11.19 14.39
FeO* 5.76 12.32 12.96 13.51 8.29 7.76 12.73 15.90 7.69 13.35 13.41
MnO 0.15 0.19 0.16 0.20 0.21 0.19 0.15 0.16 0.23 0.17 0.18
MgO 0.61 5.23 8.73 9.83 0.52 0.63 6.00 7.09 0.93 13.67 8.81
CaO 2.13 8.57 8.53 10.15 2.34 1.86 9.03 8.46 1.87 11.10 9.28
Na2O 6.63 4.16 3.90 4.10 6.68 6.20 3.99 3.67 6.25 3.52 4.04
K2O 5.69 1.69 2.19 1.80 5.52 5.22 1.28 2.58 5.31 2.53 2.27
P2O5 0.20 0.63 0.63 0.74 0.20 0.36 0.43 0.69 0.27 1.10 0.82
Cr 5 107 126 190 5 2 77 44 2 267 228
Co 3 34 54 45 1 2 45 49 1 50 49
Ni 2 55 161 138 1 2 64 84 2 267 129
Rb 77 27 39 74 90 98 18 59 75 31 52
Sr 146 681 751 841 27 115 540 805 40 1043 1015
Y 27 24 18 23 38 24 22 24 31 20 25
Zr 468 209 232 203 648 638 156 239 485 211 275
Nb 96.3 44.2 67.2 87.9 117.3 150.6 31.0 66.7 111.2 83.4 81.0
Ba 702 551 535 630 187 569 286 545 165 632 643
La 52.7 32.2 36.5 52.9 73.0 61.3 16.9 32.3 55.4 48.1 51.3
Ce 98.9 58.0 82.9 103.0 152.7 128.1 38.1 72.1 123.7 96.6 106.1
Pr 10.6 8.0 8.4 10.9 16.5 11.8 4.4 8.6 11.5 11.8 11.2
Nd 36.3 33.6 33.9 41.0 59.8 40.7 19.7 37.6 40.7 47.3 42.8
Sm 6.4 6.2 5.7 7.0 11.3 6.2 4.1 7.1 6.2 9.2 9.0
Eu 1.68 2.03 2.06 2.49 1.78 1.49 1.56 2.54 1.26 2.70 2.66
Gd 5.8 6.2 5.6 6.1 9.6 5.2 4.3 6.1 5.7 7.4 7.6
Tb 1.01 0.92 0.79 0.92 1.44 0.84 0.77 1.01 1.09 1.01 1.12
Dy 5.3 4.6 3.7 4.2 7.7 4.2 3.8 4.9 5.2 4.7 5.2
Ho 0.96 0.95 0.73 0.92 1.50 0.90 0.68 0.78 1.02 0.81 1.02
Er 3.27 2.39 1.59 2.26 3.80 2.44 1.61 1.79 2.63 1.79 2.32
Tm 0.44 0.33 0.20 0.31 0.59 0.39 0.24 0.25 0.40 0.22 0.35
Yb 2.71 2.26 1.08 1.81 3.38 2.35 1.34 1.26 2.30 1.04 1.73
Lu 0.39 0.27 0.16 0.24 0.56 0.36 0.20 0.14 0.30 0.18 0.23
Hf 9.0 4.4 5.3 4.5 14.3 13.2 3.2 5.6 11.3 4.6 5.8
Ta 6.0 2.9 3.6 4.1 6.3 7.9 1.6 3.6 5.5 4.3 5.3
Pb 6.9 2.6 3.6 4.1 11.4 10.0 1.9 3.5 9.3 3.7 6.1
Th 8.4 3.3 3.9 6.0 7.6 9.0 2.1 4.2 6.4 4.9 4.7
U 2.5 0.9 1.4 1.7 1.9 2.5 0.6 1.2 1.3 1.5 1.4
143Nd/144Nd 0.51277 0.51283 0.51283 0.51284 0.51259 0.51263 0.51275 0.51287 0.51263 0.51280 0.51280
εNd(T) 2.58 3.69 3.68 3.99 –0.92 –0.10 2.21 4.53 –0.11 3.40 3.16
87Sr/86Sr 0.7039 0.7038 0.7038 0.7039 0.7062 0.7051 0.7042 0.7036 0.7064 0.7041 0.7039
εSr(T) –8.78 –10.06 –10.25 –8.43 23.80 8.79 –3.73 –12.60 26.30 –5.98 –8.25
206Pb/204Pb 17.96 17.89 18.08 18.40 18.22 18.12 17.99 18.44 18.11 18.01 17.96
207Pb/204Pb 15.49 15.47 15.48 15.49 15.54 15.50 15.47 38.40 15.50 37.90 15.49
208Pb/204Pb 38.02 37.82 38.08 38.32 38.38 38.24 38.06 15.52 38.25 15.48 37.98

Примечание: Многоэлементный анализ пород выполнен на масс-спектрометре PlasmaQuad 3 “VG Elemental” в ИАП РАН, изотопный состав пород выполнен в ИГГД РАН на многоколлекторном масс-спектрометре TRITON TI.

В породах всех возрастных групп с ростом SiO2 уменьшаются содержания TiO2, ${\text{FeO}}_{{{\text{(общ)}}}}^{*}$, MgO, CaO и совместимых элементов – Cr, Ni, Co (рис. 1), что типично для дифференцированных серий. Поведение высоконесовместимых элементов (Nb, Ва, К, Р, а также Th, Rb, La, U и др.) противоречиво – в интервале значений SiO2 (41–46 мас. %) их содержания постепенно уменьшаются (рис. 1). Однако с дальнейшим ростом SiO2 (47–61 мас. %) происходит их накопление, что типично для процессов кристаллизационной дифференциации. Процессы фракционирования иллюстрируются поведением P2O5 и Ba (рис. 1), которые в интервале 47–53 мас. % SiO2 накапливаются как несовместимые элементы, а затем убывают в связи с кристаллизацией апатита в трахибазальтах и щелочного полевого шпата в трахиандезитах.

Особое поведение несовместимых элементов в щелочных пикробазальтах (SiO2 41–46 мас. %) связывается с низкими степенями плавления, способствующими обогащению выплавок такими элементами. На это, в частности, указывает прямая корреляция между магнезиальностью и содержанием К2О в пикробазальтах (рис. 1).

Геохимические характеристики щелочных базальтов и трахибазальтов (далее базальтоиды) напоминают базальты OIB-типа (рис. 2). Отличия связаны с более фракционированным распределением в них РЗЭ, а также с повышенными содержаниями

Рис. 2.

Распределение редких и редкоземельных элементов в средних составах главных типов пород Удоканского вулканического плато. OIB по [6].

К, Ва, Sr и P. По сравнению с щелочными пикробазальтами они обеднены по всему спектру элементов, что свидетельствует о более высоких степенях их выплавления. Составы трахиандезитов и щелочных трахитов отвечают продуктам дифференциации исходного базальтового расплава и по сравнению с базальтоидами последовательно обогащены большинством редких элементов.

Изотопный состав пород Удоканского вулканического плато приведен в табл. 1. На диаграмме εSr–εNd (рис. 4) составы основных пород группируются в области составов умеренно обогащенной мантии. От них отличаются некоторые трахиты, обогащенные 87Sr и обедненные 143Nd.

Рис.3.

Изотопный состав пород Удоканского вулканического плато в координатах εSr(T)–εNd(T) и 207Pb/204Pb–206Pb/204Pb. Условные обозначения: цвет значка отвечает возрастной группе рис. 1, звездочками выделены трахиты, кружками – базальтоиды. PREMA – умеренно-деплетированная мантия [7], модельные тренды эволюции изотопного состава Pb: DM – деплетированной мантии [7], UC, LC – верхней и нижней коры [8], светло-серое поле – область составов базальтов океанических хребтов (MORB) [9]. Контуром выделено поле составов позднекайнозойских пород Южно-Байкальской вулканической области [10].

Рис. 4.

Положение составов пород Удоканской вулканического плато на диаграмме Nb–Nb/Yb с кривыми плавления для гранатового перидотита по [11]. Условные обозначения на рис. 1 и 3 Мантийные источники: DM – деплетированная мантия, PM – примитивная мантия

Изотопный состав свинца в породах (рис. 3) определяется позицией между составами современной деплетированной мантии (пересечение с геохроной) и PREMA. При этом составы трахитов и основных пород не различаются.

ОБСУЖДЕНИЕ

Полученные данные свидетельствуют о вулканических ассоциациях Удоканского вулканического плато как о дифференцированной серии пород, сформировавшейся при фракционировании базитовых магм. Изотопный состав пород свидетельствует, что их источником служила умеренно обогащенная мантия. Ее появление в основании вулканического плато связывается с одним из мантийных плюмов, питавших магматизм позднекайнозойской вулканической провинции Востока Азии [1].

Отклонение изотопного состава Sr и Nd в трахитах миоцена и плиоцена от состава основных пород указывает на участие в их образовании дополнительного источника. Ранее [4, 5] было показано, что подобные изменения состава могли быть вызваны коровой контаминацией. Оценки изотопного состава пород фундамента (87Sr/86Sr > > 0.720, εNd <–15) позволяют определить вклад корового компонента <2–4% [5]. А с учетом того, что участие коры не зафиксировано в характеристиках свинцовой изотопной системы, этот вклад был еще меньше. Нарушения изотопного состава трахитов, вероятно, были свойственны порциям расплавов, которые ассимилировали коровые ксенолиты, захваченные при извержениях. На важную роль контаминации именно на этом этапе эволюции расплавов, указывает обратная корреляция между величинами εSr и Sr в трахитах (табл. 1). Очевидно, что для образования трахитов контаминация не являлась обязательной, о чем свидетельствует состав трахита плейстоцена, тождественный базальтоидам области.

Остается вопрос, что же обусловило специфику магматизма Удоканского вулканического плато, определяемую щелочным характером магм и их глубокой дифференциацией?

Согласно результатам геохимического моделирования, опиравшегося на поведение несовместимых элементов в процессах плавления (рис. 4), магмы лавового плато формировались при плавлении перидотита в условиях стабильности граната от 1 до 5%. Уровни магмообразования во времени перемещались кверху, что нашло отражение в изменениях содержания реститового граната в источниках разновозрастных магм (рис. 4). При этом степени плавления оставались низкими и не превышали 3%. Это способствовало появлению пикробазальтов, а также обогащению расплавов несовместимыми элементами, в том числе калием, что и определило калиевую щелочную специфику магматизма плато в целом. Дифференциация расплавов происходила в периферических камерах на более высоких уровнях коры в области стабильности плагиоклаза, на что указывает резкий Sr-минимум и слабый Eu-минимум в спектрограммах трахитов. На это также указывают данные по изотопному составу кислорода в породах плато [5]. Для них характерен дефицит тяжелого изотопа (преобладающий диапазон δ18О = = 4.8–5.2). Отклонения от мантийных значений (δ18О ~ 5.7) в этих породах, по мнению [5], связаны с воздействием метеорных вод на расплавы, что возможно только в условиях верхней коры. В таких магматических камерах расплавы могли взаимодействовать с фильтрующимися внутрикоровыми водами. Кроме того, в них протекала глубокая дифференциация магм вплоть до щелочнотрахитовых расплавов. Ей способствовали не только высокая щелочность расплавов, но и их высокая флюидонасыщенность, проявившаяся в высокой эксплозивной активности вулканизма [3–5].

Таким образом, специфику магматизма Удоканского плато мы связываем с малыми степенями плавления умеренно обогащенного мантийного источника, которые обеспечили обогащение исходных магм щелочами и другими несовместимыми элементами, а также с формированием периферических магматических камер, в которых магмы испытали глубокую дифференциацию.

Список литературы

  1. Ярмолюк В.В., Кудряшова Е.А., Козловский А.М. и др. // Петрология. 2011. Т. 11. № 4. С. 341–362

  2. Ступак Ф.М. Кайнозойский вулканизм хребта Удокан. Новосибирск: Наука, 1987. 169 с.

  3. Ступак Ф.М., Лебедев В.А., Кудряшова Е.А. // Вулканология и сейсмология. 2012. № 3. С. 46–58.

  4. Рассказов С.В., Бовен А., Андре Л. и др. // Петрология. 1997. Т. 5. № 2. С. 115–136.

  5. Покровский Б.Г. // Геохимия. 1991. № 7. С. 995–1003.

  6. Sun S.-S., McDonough W.F. // Geol. Soc. London. Spec. Publ. 1989. P. 313–345.

  7. Zindler A., Hart S. // Annu. Rev. Earth Planet. Sci. 1986. V. 14. P. 493–571.

  8. Stracke A., Bizimis M., Salters V.J.M. // Geochem. Geophys. Geosyst. 2003. V. 4. P. 1–33.

  9. Hofmann A.W. // Nature. 1997. V. 385. P. 219–229.

  10. Yarmolyuk V. V., Kudryashova E. A., Kozlovsky A.M., et al. // Journal of Asian Earth Sciences. 2015. V.111. P. 604–623.

  11. Yang G., Li Y., Safonova I., et al. // International Geology Review. 2014. V. 56. P. 823–844.

Дополнительные материалы отсутствуют.

Инструменты

следующая статья выпуска предыдущая статья выпуска содержание выпуска

Доклады Российской академии наук. Науки о Земле

Архивы выпусков Информация о журнале Отправить рукопись в журнал