1981 ГЕОХИМИЯ №3

УДК 550.93

НОВЫЕ ДАННЫЕ ПО АБСОЛЮТНОМУ ВОЗРАСТУ И ХИМИЧЕСКОМУ СОСТАВУ ВУЛКАНИЧЕСКИХ ПОРОД БАЙКАЛЬСКОЙ РИФТОВОЙ ЗОНЫ

БАГДАСАРЬЯН Г.П., ГЕРАСИМОВСКИЙ В.И., ПОЛЯКОВ А.И., ГУКАСЯН Р.X.

Приводятся данные определения абсолютного возраста К—Аг-методом неоген-четвертичных вулканических пород Байкальской рифтовой зоны. Для базальтов Мондинской впадины (система Тункинских впадин) получены датировки 15,1 и 16,5 млн. лет; для долинных базальтов бассейна р. Джиды — 5,5 и 3,0 млн. лет. Для базальтов Витимского нагорья — 2,9 и 2,3 млн. лет. Вулканические породы хребта Удокан формировались в широком возрастном интервале от 14 млн. лет до современных извержений. Имеется пространственное и временное совмещение базальтовых, трахиандезитовых и трахитовых излияний. В пределах изученных вулканических полей наблюдается четкая тенденция смены щелочных оливиновых базальтов более щелочными и недосыщенными SiO2 базанитоидами вместе с уменьшением объема излияний и переходом от излияния трещинного типа к центральным. Появление недифференцированных щелочных оливиновых базальтов на обширной площади в широком возрастном интервале является указанием на длительное существование аномальной мантии в Саяно-Байкало-Становой области.

Байкальская рифтовая зона относится по классификации Е. Е. Милановского к эпиплатформенным структурам щелевого типа с широким размахом вертикальных движений и относительно слабым проявлением вулканизма [1]. Объем вулканических продуктов по отдельным участкам в пределах СССР составляет 5—6 тыс. км3. Вулканические породы сосредоточены в отдельных вулканических полях, крупнейшие из которых расположены на хребте Удокан, Витимском нагорье, в бассейне р. Джиды и в системе Тункинских впадин, куда относится и Мондинская впадина (рис. 1). В этих районах в 1977 и 1978 гг. В. И. Герасимовским, А. И. Поляковым, В. А. Турковым и Н. С. Муравьевой были отобраны образцы вулканитов для химических и геохронологических исследований (рис. 1).

Систематические определения абсолютного возраста вулканических пород Байкальской рифтовой зоны до сих пор не проводились. Отдельные данные приведены в работе [2], без сведений по содержанию калия и аргона и количеству воздушного аргона в пробах, что затрудняет оценку точности этих определений. Датировка излияний проводилась ранее по корреляциям вулканитов с осадочными толщами, содержащими органические остатки [3]. Радиолого-геохронологические исследования образцов проведены в лаборатории ядерной геохронологии и изотопных исследований в ИГН АН АрмССР.

Возраст пород определяли по валовой пробе методом изотопного разбавления. Образцы вулканитов после дробления и измельчения сокращали с помощью делителя Джонса. Навеску в 2 г плавили в металлическом реакторе из нержавеющей стали, подсоединенном к аргоновой установке. В качестве индикатора (трассера) использовали моноизотоп 38Аг, разбавленный в СО2. Для дозировки порций смеси 38Аг и СО2 кприбору подсоединено специальное дозирующее устройство. Количество трассера измеряли на обычном тупиковом манометре Мак-Леода. Трассер добавляли после пробы и перевода выделившихся газов в измерительную часть прибора. Аналитическая погрешность определения аргона составляла ±4—5%. Содержание калия в образцах определяли пламенно-фотометрическим методом. При вычислении возраста использовали общепринятые константы распада 40К:Яk*—0,58-10-10, Яр—4,962-10-10 год. В целях достижения наиболее надежных результатов - каждый из образцов подвергали двум, а иногда и трем параллельным взаимоконтролирующим полным сериям определений, начиная от анализов калия и выделения аргона и кончая масс-спектрометрическим изотопным анализом. По данным 2—3 сходных результатов рассчитывали среднее возрастное значение данной породы.

Сводки по химическому составу вулканических пород Байкальской рифтовой зоны публиковались ранее [2, 4, 5]. Однако в связи с появлением новых данных по абсолютному возрасту вулканитов целесообразно рассмотреть эволюцию базальтовых расплавов в пределах отдельных вулканических полей в зависимости от возраста излияний. Изучение химического состава вулканических пород проводилось в ГЕОХИ АН СССР И. А. Рощиной на квантометре PW-1600 «Филлипс» с дополнительным химическим определением FeO и SiO2 Л. И. Несмеяновой, а также Na2O и К2О методом пламенной фотометрии.

Формирование Байкальской рифтовой зоны происходило в течение длительного времени [6]. Начало прогибаний и умеренные тектонические движения ранней стадии рифтогенеза происходили в эоцене — раннем плиоцене. Вторая поздняя стадия рифтогенеза (средний плиоцен— голоцен) характеризуется увеличением интенсивности вертикальных движений, возникновением многочисленных тектонических нарушений, образованием систем грабенов, при этом разрастание рифтовой зоны происходило от центральной Южно-Байкальской впадины к периферии на юго-запад и северо-восток. Вулканизм в ограниченных проявлениях отмечался на всех стадиях тектонической активности, однако прямая связь между вулканизмом и тектоникой отсутствует [6]. Кайнозойские вулканиты распространены также в областях, не связанных непосредственно с процессами рифтообразования, таких, как Тува, Витимское нагорье, Юго-Западное Забайкалье, Монголия. В целом ареал кайнозойского вулканизма совпадает с обширной областью существования в Центральной Азии аномальной мантии, установленной В. А. Рогожиной [7]. Аномальная мантия характеризуется пониженными скоростями сейсмических волн, что, вероятно, связано с ее разогревом и разуплотнением. Существование этой зоны и является причиной возникновения Байкальской рифтовой зоны и присущего ей вулканизма.

Каждое из изученных нами вулканических полей характеризуется определенными возрастными особенностями слагающих их вулканитов (табл. 1). Для базальтов Мондинской впадины определен возраст 15,1 и 16,5 млн. лет, что указывает на их верхнемиоценовый возраст и приуроченность к ранней стадии рифтогенеза. Возраст вулканитов хорошо согласуется с возрастом сопряженных с ними осадочных толщ, содержащих растительные остатки миоценового возраста [3]. Вероятно, вулканические породы Мондинской впадины соответствуют по возрасту базальтовым лавам раннего этапа соседних Тункинской и Торской впадин [2]. Вулканические породы бассейна р. Джиды делятся на четыре возрастных группы [8, 2]: 1) «вершинные» базальты, 2) долинные базальты рек Джиды, Дархинтуя, Хамнея и др.; 3) долинные базанитоиды р. Бартой и 4) отдельные вулканические конуса. Проанализированные нами базальты из долины р. Хамней показали плиоценовый возраст (5,5 млн. л.). Брлее молодыми оказались щелочные базальтоиды р. Бартой, содержащие многочисленные мегакристы клинопироксена и анортоклаза, а также нодули шпинелевых лерцолитов (3,0 млн. лет). Формирование потоков долинных базальтов отвечает началу главной стадии рифтогенеза.

Базальты Витимского нагорья образуют обширное вулканическое поле площадью 7000 км2. Здесь выделяют толщу базальтовых покровов, формирующих Витимское базальтовое плато, мощностью первые сотни метров, и более молодые базанитоидные потоки в долинах рек и в связи с отдельными вулканическими конусами. Проанализированный образец щелочного оливинового базальта (обр. 13146) относится к верхней части толщи платобазальтов и имеет возраст 2,9 млн. лет. Несколько моложе потоки щелочных базальтоидов (обр. 13156), содержащие включения шпинелевых перидотитов — 2,3 млн. лет. Так же как и в Джидинском вулканическом районе, на Витимском нагорье на главной стадии рифтогенеза происходила перестройка вулканической деятельности; трещинные излияния сменялись более ограниченными по объему излияниями центрального типа.

Удоканское лавовое поле, занимающее площадь 2,5 тыс. км2, наиболее полно охарактеризовано датировками абсолютного возраста по собранным нами образцам, так как вопрос о возрасте этого участка рифтовой зоны наименее ясен и отмечались противоречия между данными абсолютного возраста и палинологическими данными [2]. Полученный нами широкий набор цифр для восточной, центральной и южной частей вулканического поля от 14 млн. лет до 0,9 млн. лет в совокупности с данными об эксплозиях голоценового возраста [9, 10] свидетельствуют о продолжительной истории вулканизма в этом районе.

Наиболее полно изученным является разрез в верховьях р. Эймнах (рис. 2). Здесь в левом крутом борту долины вскрыто не менее 18 потоков базальтовых лав общей мощностью ~ 350 м. Отдельные потоки наблюдаются в русле р. Эймнах и прирусловой части. Эти породы оказались наиболее древними из изученных на хребте Удокан (14 млн. лет). Нижняя часть разреза, составляющая ~2/3 его общей мощности, сложена базальтами, возраст которых колеблется в узких пределах (5,5— 5,8 млн. лет). На верхнем уступе борта долины залегают более молодыепороды (2,9 млн. лет). Выше на плато, полого повышающемся к водоразделу хребта Удокан, вскрывается разрез однотипных оливиновых базальтов, где насчитывается еще 12 потоков общей мощностью ~200 м.

Высокие значения абсолютного возраста обнаружены также для базальтов из основания разреза на р. Калар вбсточнее устья р. Чукчуду (11,7 млн. лет) и в основании разреза в верховьях р. Чукчуду (9,6 млн. лет). Толщи вулканитов на р. Верхний Ингамакит и в окрестностях оз. Буричи, содержащие кроме базальтов трахибазальты и долерито-базальты, имеют возраст 5,1—5,7 млн. лет (рис. 3).

Более молодые образования обнаруживаются на западной окраине Удоканского вулканического поля вблизи водораздела хребта в верховьях р. Инаричи (2,75—2,9 млн. лет). Синхронны с базальтами трахиты из мощной стометровой залежи (2,9 млн. лет), залегающей внутри базальтовой толщи. Нижнеплейстоценовый возраст (0,9 млн. лет) установлен для трахитовых потоков из верховьев р. Инаричи. Тем самым подтверждается точка зрения Ф. М. Ступака об их доголоценовом возрасте [10]. Тот же возраст, вероятно, имеют экструзии трахитов, такие, как трахитовый купол юго-западного вулкана Аку и высота 2067 м, а также разрез, вскрываемый в стенках воронки вулкана Чепе.

Таким образом, в пределах длительно развивающегося Удоканского вулканического поля главная часть разреза лавовой толщи сформировалась в среднем плиоцене — эоплейстоцене (5,8—2,7 млн. лет) в начале главной стадии рифтогенеза. Трахитовые и трахиандезитовые (бенморитовые) излияния хр. Удокан по возрасту перекрываются с базальтовыми и повторяются многократно. В имеющихся сводках по химизму вулканических пород Байкальской рифтовой зоны охарактеризованы средние составы базальтов пс отдельным вулканическим полям и по составу средних петрохимических типов пород [2, 5]. По мнению А. И. Киселева и др. [2], зависимость между возрастом базальтовых излияний и их щелочностью или кислотностью отсутствует. Для Удоканского вулканического поля Ф. М. Ступак, напротив, устанавливает четкую тенденцию увеличения щелочности и недосыщенности кремнеземом от неогеновых к эоплейстоценовым, плейстоценовым и голоценовым базальтам [4]. Имеющиеся в нашем распоряжении данные до химическому составу базальтовых потоков Витимского нагорья и бассейна р. Джиды в общем демонстрируют ту же закономерность (табл. 2, рис. 4). Для вулканического поля бассейна р. Джиды наблюдается резкое различие в химическом составе более древних вершинных базальтов (Д-1) и крупных базальтовых потоков в долинах рек Джиды, Хамнея, Дархинтуя (Д-2) от более молодых базанитоидов р. Бартой (Д-3) и вулканических конусов (Д-4). Эти различия заключаются в резком увеличении содержаний в молодых лавах щелочей и фосфора и уменьшении SiO2, MgO и СаО, при относительном постоянстве TiO2, A12O3, FeO + Fe2O3. Та же тенденция в общих чертах характерна и для вулканических пород Витимского нагорья. Такого рода изменения химического состава расплавов наиболее общепринятые петрологические гипотезы связывают с увеличением глубины плавления и уменьшением объема выплавки. Действительно, появление щелочных базальтоидов вместо щелочных оливиновых базальтов совпадает со сменой характера вулканического процесса. В пределах вулканических полей Джиды, Витима, Удокана происходит сокращение во времени ареала вулканизма и переход от трещинных излияний к излияниям центрального типа. Базанитовая лава в отличие от платобазальтов, как правило, содержит многочисленные мегакристы клинопироксена, оливина, анортоклаза, плагиоклаза, шпинели и изредка флогопита и граната, а также включения лерцолитов, пироксенитов шпинелевых и даже гранатовых перидотитов. Отмеченные выше факты приводят нас к предположению об углублении источника плавления в процессе рифтогенеза для районов вулканических полей Джиды, Витима, Удокана. Та же закономерность наблюдается и для района Хамар-Дабана (Маргасанская сопка) и является, вероятно, общей для вулканизма Байкальской рифтовой зоны. Эта закономерность не распространяется на другие рифтовые зоны. Для рифтовой системы Восточной Африки отмечается противоположная тенденция [l1].

Широкое распространение кайнозойских щелочных оливиновых базальтов и базальтоидов в рифтовых впадинах, на поднятых сводовых участках и в районах, почти не затронутых процессами рифтогенеза, но расположенных в пределах области существования аномальной мантии [7], позволяет предположить, что эти породы являются своеобразными индикаторами наличия разогретого мантийного вещества с пониженной плотностью. Излияние щелочных базальтов и базальтоидов в значительном возрастном интервале указывает на длительное существование области аномальной мантии в Центральной Азии.

ВЫВОДЫ

1. Установлен верхнемиоценовый возраст (15,1—16,5 млн. лет) для вулканических пород Мондинской впадины, верхнеплиоценовый — для базальтов бассейна р. Джиды (3,0—5,5 млн. лет) и Витимского нагорья (2,3—2,9 млн. лет).2. Формирование пород Удоканского вулканического поля происходило в течение длительного промежутка от 14 млн. лет до современных извержений. Трахитовые и базальтовые излияния многократно перемежаются во времени.

3. Для вулканических полей Джиды, Витима и Удокана происходит смена во времени трещинных излияний щелочных оливиновых базальтов щелочными базальтоидами вулканов центрального типа.

4. Щелочные оливиновые базальты и базальтоиды являются индикаторами аномальной мантии, длительное время существующей в центральноазиатском регионе.

Авторы благодарят М. А. Петрову, Ф. М. Ступака и В. А. Туркова за полезные обсуждения и помощь в сборе полевых материалов, сотрудников Лаборатории ядерной геохронологии ИГН АН АрмССР за радиолого-геохронологические исследования и И. А. Рощину за силикатные анализы вулканических пород.