Бесплатный автореферат и диссертация по геологии на тему

Базальтовый магматизм как отражение динамики верхней мантии (на примере Байкало-Монгольского региона и Исландии)

ВАК РФ 04.00.04, Геотектоника

Автореферат диссертации по теме "Базальтовый магматизм как отражение динамики верхней мантии (на примере Байкало-Монгольского региона и Исландии)"

РОССИЙСКАЯ АКАДЕМИЯ НАУК

ОБЪЕДИНЕННЫЙ ИНСТИТУТ ФИЗИКИ ЗЕМЛИ им. О.Ю.ШМИДТА

/5л

//

04

УДК 551.2 ^ / На правах рукописи

Салтыковскии Артур Яковлевич

БАЗАЛЬТОВЫЙ МАГМАТИЗМ КАК ОТРАЖЕНИЕ ДИНАМИКИ ВЕРХНЕЙ МАНТИИ (НА ПРИМЕРЕ БАЙКАЛО-МОНГОЛЬСКОГО РЕГИОНА И ИСЛАНДИИ)

Специальность 04.00.04 - геотектоника

ДИССЕРТАЦИЯ

на соискание ученой степени доктора геолого-минералогических наук в форме научного доклада

Москва 1999

Работа выполнена в Объединенном институте физики Земли им. О.Ю.Шмидта Российской академии наук

Официальные оппоненты:

доктор геолого-минералогических наук, профессор Фролова Татьяна Ивановна (МГУ, геологический факультет)

доктор геолого-минералогических наук Шарков Евгений Витальевич (ИГЕМ РАН)

Член-корреспондент РАН, доктор физико-математических наук Глико Александр Олегович (ОИФЗ РАН)

Ведущая организация: Геологический институт РАН (г. Москва)

Защита состоится " / " " г-» 1999 г. в' ^часов на заседании Специализированного Совета Д.002.08.02 в Объединенном институте физики Земли им. О.Ю.Шмидга РАН (123810 Москва, Б. Грузинская, 10).

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке Объединенного института физики Земли РАН.

Диссертация разослана

1999 г.

Ученый секретарь Специализированного Совета канд. физ.-мат. наук

А.М.Артамонов

ВВЕДЕНИЕ

Актуальность проблемы

В основе современных геодинамических построений лежит рассмотрение процессов физико-химической и структурной эволюции глубинных зон земной коры и верхней мантии, которые предусматривают магматическую и гравитационную дифференциацию, плавление, тепло-и массоперенос, мантийный метасоматоз и т.п. Эти процессы сопровождаются изменением химического и минерального состава глубинного вещества, приводя, в конечном итоге, к сложным преобразованиям в составе и состоянии верхней мантии Земли, в значительной степени определяя ее динамику.

В ряду этих процессов вулканизм (в особенности базальтовый, как наиболее глубинный и самый распространенный на поверхности Земли) играет важную роль в качестве индикатора высокотемпературного состояния глубинных зон, и, с точки зрения энергонасыщенности, должен свидетельствовать о максимальной эндогенной активности под определенными тектоническими структурами.

В связи с этим чрезвычайно актуальной задачей для исследователей, занимающихся глубинными проблемами, является выявление главных признаков физико-химической динамики и характера поведения вещества верхней мантии и связи его с базальтовым вулканизмом.

Формирование базальтовых расплавов обусловлено термическим возбуждением в мантии, а различная реакция земной коры на мантийный тепловой импульс лежит в основе разнообразия геотектонических режимов и определяет дальнейшую эволюцию тектонических структур, что признается всеми исследователями вне зависимости от того, каких геотектонических позиций они придерживаются.

Решение задач, связанных с определением характера динамики верхней мантии, ее связи с базальтовым вулканизмом и наличием неод-нородностей в глубинном строении под многими структурами континентов, может быть проведено только на основе комплексного анализа геолого-геофизических, петролого-геохимических и экспериментальных данных в конкретных геологических структурах - складчатых и ороген-ных поясах, районах тектоно-магматической активизации, зон рифтоге-неза, областей с предрифтовым режимом и т.п.

Цель и задачи исследования

Основной целью работы являлось выявление важнейших закономерностей, существующих между базальтоидным вулканизмом и динамикой (процессами) в верхней мантии. Это предусматривает определе-ниение термического состояния мантии под некоторыми (преимущественно рифтогенными и предрифтовыми) структурами и влияния глубинных процессов на характер преобразования (или формирования) вещественного состава и геофизической структуры глубин.

В связи с этим решались следующие задачи:

1. Определение термического режима в условиях континентального рифтогенеза на разных стадиях его развития; анализ комплекса геолого-геофизических данных для выявления пространственных, особенностей существования диапироподобной "аномальной" мантии и неоднородностей в тектоносфере. .

2. Петролого-петрохимическая характеристика глубинного вещества и субстрата верхней мантии (ксенолиты ультраосновного состава) в областях широкого развития щелочно-базальтового вулканизма; определение характера влияния процессов мантийного метасоматоза, теплового воздействия (разогрев мантии) и флюидов на вещество первичного субстрата и базальтовые расплавы.

3. Выявление связей между вещественным типоморфизмом тектонических структур (и их эндогенных режимов) и процессами метасомати-ческого и метаморфического преобразования вещества верхней мантии.

4. Определение корреляций между составом базальтового расплава и составом выносимых этой магмой ксенолитов, в зависимости от ха-рактера.глубинных процессов.

5. Выявление изотопно-геохимических неоднородностей базальтовых серий, обусловленных динамикой Исландского плюма. Определение глубинных магматических источников базальтов Исландии, связанных со спецификой эволюции ее эндогенных режимов.

6. Определение основных закономерностей в эволюции магматизма (состав магм, глубинность образования, пространственно-временное распределение).

Фактический материал, методы и методики исследования

Основу работы составляет обширный геологический и петрологический материал по глубинным включениям и вмещающим их щелочно-базальтовым породам, который собирался автором, начиная с 1968 года в различных районах Монголии (в составе Советско-Монгольской геологической экспедиции), Прибайкалье, на Малом Кавказе (Армянское вулканическое плато), в Восточной и Центральной Европе (Германия, Болгария, Чехословакия, Венгрия и др.), в Исландии (в составе Советской геолого-геофизической экспедиции АН СССР). Лично автором было описано более 1500 прозрачных шлифов базальтов и ксенолитов, проведено более 800 микрозондовых определений отдельных минералов и вторичных образований в них, составлено большое количество схем и карт в районах развития базальтового вулканизма. Проанализировано более 500 образцов базальтов и ксенолитов методом "мокрой" химии, около 300 определений малых и рассеянных элементов (в лабораториях "Укрчерметгеологии", г. Керчь, в химлаборатории ЦНИГРИ, ГИН, Центрального института физики Земли в Потсдаме). Составлены карты, "Кайнозойского вулканизма МНР" и "Глубинного строения МНР" для

Национального Атласа МНР. Для определения принадлежности габ-броидов Исландии к определенному магматическому режиму использовались тектонические диаграммы Маллена [Mullen, 1983], Пирса [Реатсеу, Сапп, 1975; 1977] и др. авторов. Широкие возможности для выяснения характера магматических резервуаров под Исландией при изотопно-геохимическом анализе базальтов открылись при использовании метода определения параметров Клъи Крь, предложенного Н.А.Титаевой [Титаева, 1994; 1998], а также серии бинарных диаграмм.

Автор принимал участие в экспериментальных исследованиях по плавлению и кристаллизации различных по составу горных пород, в том числе щелочного базальта и лерцолита Дариганги при высоких Р-Т параметрах, а также в опытах при давлениях около 50 кбар и температурах до 1600°С целью определения условий формирования калиевых магм. Были проведены микр о структурные исследования коллекции образцов шпинелевых и гранат-шпинелевых ультрабазитов Хангая (Монголия) для установления стадийности их деформационной истории.

Систематика и интерпретация генезиса магматических резервуаров по изотопному составу Sr, Nd, Pb проводились на основе схемы, разработанной А.Зинддером и А.Хартом [Zindler, Hart, 1987].

Защищаемые положения

1. Эндогенный континентальный рифтогенный режим, обусловленный диапироподобным подъемом к поверхности "аномальной" (по геофизическим и геохимическим характеристикам) мантии, характеризуется отдельными стадиями эволюции: предрифтовой и рифтовой. Этим стадиям отвечают различные термические состояния верхней мантии.

2. Формирование различных петрохимических типов базальтоидов обусловлено не столько меняющимися условиями плавления однородного мантийного источника (близкого по составу к пиролиту), степенью его частичного плавления, сколько различиями плавящегося субстрата на сходных глубинных уровнях: изменением состава самого субстрата (под действием мантийного метасоматоза), температуры (разогрев мантии), флюидного режима (Юг, состава флюидов).

3. Процессы, характерные для земной коры - метасоматоз, метаморфизм, динамометаморфизм и т.д., распространены вглубь, по крайней мере, на всю мощность верхней мантии. Они ответственны за формирование тектонических и геофизических структур верхних оболочек Земли, что находит подтверждение в вещественном типоморфизме тектонических структур (и/или эндогенных режимов).

4. Мантийный кристаллический субстрат отражает состав магматических продуктов. "Скоррелированность" составов глубинных ксенолитов и вмещающих их базальтоидов обусловлена общими для них глубинными процессами, воздействующими как на состав самого субстрата, так и на химизм формирующихся расплавов.

5. На основании известных изотопно-геохимические данных о различных глубинных источниках магм под континентами и океанами установлена временная эволюция магмогенеза, сопровождаемого включением в процесс магмообразования различных глубинных источников (их смешением или смешением магматических расплавов типа МОЯВгНШи, ЕМ, ОМ И ЬеЩества ШНОМй).-:-:--

Научная новизна полученных результатов

Несмотря на огромное количество исследований, посвященных изучению базальтов и содержащихся в них глубинных включений, связям базальтового вулканизма со структурами и глубинным строением, условиям выплавления магм этого состава, настоящая работа является одним из немногих обобщений, где на основе конкретного регионального фактического материала проведен по единой схеме анализ глубинной динамики, термического режима, состава базальтов и ксенолитов. Именно комплексность и многосторонний подход к исследованию базальтового магматизма и глубинных ксенолитов позволил прийти к тем выводам, которые излагаются в работе.

Анализ геофизических особенностей глубинных структур (в первую очередь, рифтогенных), петрологическая и петрохимическая характеристика вещества, минерало- и термабарометрия, структурно-деформационные и экспериментальные исследования при высоких Р-Т параметрах - все это позволило автору подчерьщуть основные глобальные закономерности проявления кайнозойского щелочно-базальтового вулканизма в условиях рифтогенного и предрифтового режимов.

В результате этих работ были существенно уточнены наши представления о развитии континентального магматизма и получен ряд принципиально новых выводов:

1. Впервые продемонстрирована связь между отдельными стадиями рифтогенеза, термическими режимами в верхней мантии и характером вулканизма (состав, объем, площадное распространение, петро-химический тип).

2. Показано, что различия в петрохимическом облике базальтов в значительной мере обусловлены различиями плавящегося исходного мантийного субстрата и обусловлены мантийным метасоматозом, изменением температуры (мантийный разогрев) и флюидным режимом. Подчеркивается, что изменение щелочности может происходить как в верхней мантии (области рифтогенеза центральной и юго-восточной Монголии), так и непосредственно в пределах земной коры (орогенные зоны Малого Кавказа).

3. Существенно развиты представления о том, что процессы, присущие земной коре - метасоматоз, метаморфизм, динамометаморфизм и т.д., играют огромную роль в преобразовании вещества верхней мантии, определяя характер формирующихся геологических и геофизических структур в верхних оболочках Земли. Это подтверждается веществен-

ным типоморфизмом тектонических структур (и/или эндогенных режимов).

4. Впервые показана "скоррелированность" состава кристаллического субстрата и выплавляющихся базальтов, обусловленная общими глубинными процессами, которые оказывают воздействие как на состав самого субстрата, так и на состав расплава. В ходе этого процесса изотопно-изохронные характеристики субстрата верхней мантии могут не изменяться.

5. Показано, что временная эволюция структур (эндогенных режимов) сопровождается включением в процесс магмообразования различных магматических источников (резервуаров), подразумевающих смешение магматических расплавов.

Практическая значимость работы

Решена одна из фундаментальных проблем магмогенеза - определены некоторые параметры глубинных магматических процессов на различных стадиях рифтогенного режима.

Пространственно-временные закономерности распределения щелочных базальтоидов, выявленные в работе, и приуроченность их к определенным стадиям рифтогенного режима могут использоваться при геологическом картировании и геохимическом районировании в районах с широким развитием вулканогенных толщ.

Результаты исследования могут быть применимы при интерпретации региональных комплексных геофизических исследований для построения реальных (вещественных) моделей глубинного строения земной коры и верхней мантии, в особенности в областях активного рифтогене-за. Данные, систематизированные в диссертации, могут использоваться в учебных курсах по глубинной петрологии для студентов ВУЗ'ов геологических специальностей, а также при поисках драгоценных камней- пиропов, хризолитов, санидинов и др. в областях широкого развития кайнозойского базальтового вулканизма.

Апробация работы

Основные результаты и отдельные положения диссертации докладывались на Тектоническом совещании (Москва, 1967 г.), на IV, V, VI Всесоюзных вулканологических совещаниях (Петропавловск-Камчатский, 1968, 1985, Тбилиси, 1980), на VII, X, XI семинарах по геохимии магматических пород в ГЕОХИ (Москва, 1970, 1979, 1984, 1985 г.г.), на Международной геологической конференции в Улан-Баторе (1970), на Всесоюзных палеовулканологических совещаниях (Москва, 1973, Петрозаводск, 1975, Хабаровск, 1978), на совещаниях по "Физическим свойствам горных пород при высоких Р-Т-условиях" (Тбилиси, 1974, Баку., 1978, Ташкент, 1981, Ереван, 1985), на Восточно-Сибирском петрографическом совещании (Иркутск, 1974), на Всесоюзном симпозиуме "Глубинное строение и металлогения Тихоокеанских вулканических по-

ясов" (Владивосток, 1976), на совещании "Комплексное исследование развития БМР" (Москва. ИФЗ, 1981), на съезде "Постоянное магнитное поле, магнетизм горных пород" (Тбилиси, 1981), на Федоровской сессии ВМО (Ленинград, 1982), на Международном симпозиуме в Германии (Вальдхайм, 1981)., на XVIII сессии Генер.Ассамблеи IUGG (Гамбург, 1983), н&- XXVII Междунар. Теолог.Конгрессе (Москва, 1984), на VII Всес.петрограф.совещании (Новосибирск, 1986), на чтениях памяти М.М.Одинцова (Иркутск, 1986), на совещании по проекту "Ксенолит" (Черноголовка, 1986), на чтениях памяти И.Ф.Трусовой в МГРИ (1993, 1994, 1995), на VII симпозиуме Европ. Союза по геодезии и геофизике (Страсбург, 1993), на Генеральной Ассамблее IAVCEI (Канберра, 1993), на Международной конференции по интерпретации геофизических полей комплексными методами (Воронеж, 1993), на Международной конференции по программе EUROPROBE (Москва, 1997), на семинаре по геодинамике (ИФЗ РАН, 1997), на Проблемном семинаре по вопросам внутреннего строения и геодинамики (ОИФЗ РАН, 1999), на Международной конференции "Физико-химические и петрофизические исследования в науках о Земле" (Москва, октябрь, 1999).

По результатам работ в Исландии был сделан доклад на научном семинаре в Г.Рейкьявике (в Nordic Volcanological Institute, Университет Исландии, 1990г.)

Публикации

Основные результаты работы изложены в 7 монографиях, изданиях, подготовленных коллективами при непосредственном участии автора диссертации и 135 статьях, опубликованных в ведущих отечественных и зарубежных изданиях. В монографии "Позднепалеозойский-мезозойский вулканизм Северной Монголии и Западного Забайкалья" (М., "Наука", 1977 г., соавт. Д.Оролмаа) автором написано более 85% объема книги, в монографиях "Мантия и вулканизм юго-востока Монголии" (М., изд. Вост. лит., 1984., соавт. Ю.С.Геншафт) и "Геодинамика кайнозойского вулканизма юго-востока Монголии", (М., "Наука", 1985 г., соавтор Ю.С.Геншафт) автором диссертации были написаны разделы -геология плато Дариганга, кайнозойские вулканогенные породы Дари-ганги; основные черты кайнозойской геодинамики и вулканизма Дариганга. В монографии "Каталог включений глубинных пород и минералов в базальтах Монголии", М., "Наука", 1990 (соавтор Ю.С.Геншафт) автором диссертации были написаны главы с VI по XIII и им составлены все крупномасштабные карты-схемы для 13 ареалов вулканизма.

В монографии "Исландия: глубинное строение, эволюция, интрузивный магматизм", М., ГЕОС, 1999. 32 пл., (соавтор Ю.С.Геншафт) автором диссертации были написаны: Глава 1. (Магматизм, геофизическая структура, геодинамические модели), Глава 3 - Эволюция магматических режимов в геологической истории Исландии, составляющие около 60% от общего объема книги. ;s

В многочисленных публикациях Салтыковским А.Я. были разработаны: общая схема магмообразования и петрохимической эволюции внутриконтинентального магматизма, общие принципы использования минеральных геотермометров и геобарометров для определения палео-геотерм под различными ареалами кайнозойского вулканизма, принципы выделения процессов частичного плавления ультраосновного вещества верхней мантии под влиянием флюидов и термического воздействия вмещающих расплавов, а также разработаны основные принципы использования петрохимических и изотопно-геохимических характеристик магматических пород для выявления эволюции глубинных магматических режимов при формировании Исландской геологической структуры.

Составлены карты-схемы "Глубинного строения МНР" и карта "Кайнозойского вулканизма МНР", вошедшие в "Национальный Атлас МНР" (1990). Доля участия автора диссертации в составлении этих карт - 70%.

Благодарности

Работа выполнена в Объединенном институте физики Земли им.О.Ю.Шмидга.

Большую роль в выборе направления и формирования научных взглядов сыграли идеи В.В.Белоусова и Ю.М.Шейнманна, с которыми автору посчастливилось работать на протяжении многих лет.

Автор выражает глубокую признательность Ю.С.Геншафту, с которым его связывают более 30 лет совместных полевых и лабораторных исследований. Его ценные замечания и пожелания во многом определили и конкретизировали направленность моих работ по исследованию (в том числе, и экспериментальному) глубинных процессов магматизма и его связей с тектоникой.

Автор благодарен А.Ф.Грачеву за советы и полезные дискуссии, которые очень помогли в процессе работы над диссертацией и за то внимание, которое он оказывал этой работе на протяжении многих лет.

Совместная работа с Н.А.Титаевой позволила наметить некоторые важные закономерности применительно к магматическим источникам. Автор выражает ей свою искреннюю благодарность.

С большой теплотой автор вспоминает научное общение, обсуждение различных аспектов работы и советы, высказанные в разные годы А.П.Виноградовым, А.А.Сауковым, Е.К.Устиевым, Н.А.Флоренсовым, Л.П.Зоненшайном, И.В.Лучицким, Г.С.Горшковым, Л.Н.Рыкуновым, Е.А.Любимовой, Б.А.Петрушевским, Н.С.Зайцевым.

Автор благодарен ведущим ученым - геологам, геофизикам, тектонистам, петрологам и геохимикам, чьи полезные советы и рекомендации, а также совместные полевые исследования (особенно в Монголии) во многом способствовали завершению этой работы: Е.Е.Милаиовскому, Н.А.Логачеву, Л.Н.Когарко, Н.В.Короновскому,

В.И.Коваленко, М.И.Кузьмину, А.О.Глико, Г.Н.Петровой, П.В.Коважо,

A.А.Моссаковскому, Т.И.Фроловой, А.С.Перфильеву, Д.М.Печерскому, И.В.Гордиенко, КХА.Зорину, В.И.Багину, Е.В.Девяткину, Б.Г.Поляку,

B.В.Ярмолюку, Е.В.Шаркову, Б.П.Золотареву, Ю.В.Комарову, П.М.Хренову, Г.И.Рейснеру, В.Н.Шолпо, В.В.Эзу, А.И.Киселеву, Н.И.Павленковой, С.М.Звереву, И.Б.Филипповой и др.

Большую помощь в работе автору оказал коллектив Института физики Земли и лаборатории, где готовилась эта диссертация. Всем им автор искренне благодарен.

Глава 1. Магматизм как отражение эндогенной гктивности тектоническихструктур

В настоящее время не вызывает сомнения тот факт, что большинство тектонических структур различаются по своим глубинным (эндогенным) режимам, учение о которых на протяжении последних 20 лет разрабатывалось В.В.Белоусовым [1978, 1989, 1991], показавшим, что основные отличия в них определяются степенью подвижности поверхностных структур (контрастностью движений), уровнем деформаций, сейсмичностью, термическим состоянием недр и вещественным составом магматических пород. Приуроченность магм определенного типа к тем или иным тектоническим структурам или отдельным стадиям их эволюции на всех этапах развития геологии привлекала особое внимание исследователей. Начиная со Г.Штилле, проблемам связи магматизма и тектоники придавалось исключительно большое значение. В работах В.В.Белоусова, А.В.Пейве и В.М.Синицына, Ю.М.Шейнманна, Ю.А.Кузнецова, Л.П.Зоненшайна, О.А.Ьогатикова, Н.В.Короновского, В.И.Коваленко, Т.И.Фроловой, А.А.Моссаковского, А.Миясиро, Х.Рам-берга, Р.Колмана, Б.Занетина, Ю.С.Геншафта, А.Ф.Грачева, Е.В.Ша-ркова, Б.Г.Лутца, В.В.Ярмолюка, Б.Г.Поляка и многих других отече-ственйых и зарубежных геологов магматизм рассматривается как важнейший индикатор состояния глубинных зон под определенными структурами, а его динамика часто является определяющей при формировании геофизических и геологических структур. Появление магм всегда считалось проявлением глубинной термической активности и признавалась, в большинстве случаев, одной из главных причин тектогенеза. Проявление эндогенной активности отражается в вещественной (петрохимической) специфике главных магматических серий - толеито-вой, известково-щелочной, шошонитовой, щелочной, щелочно-базальтовой, приуроченных (как это теперь твердо установлено) к определенным геодинамическим обстановкам [Йодер, Тилли, 1965; Кино, 1968; Уэйджер, Браун, 1970; Шаркое, 1985; Шарков, Цветков, 1984; Фролова, Бурикоеа, 1997 и др.]. Например, известково-щелочная серия связана с островодужными складчатым и структурами и орогенами, щелочные

базальтоиды приурочены, главным образом, к структурам платформенного типа с утолщенной земной корой и слабоконтрастными тектоническими движениями. Они известны также и, часто являются определяющими, в континентальных рифтах, на океанических островах, в трансформных разломах и в тыловых структурах островных дуг. И, наконец, породы толеитовой серии ("flood basalts") связаны с океаническими рифтами, дном океана, образуют трапповые поля на континентах и характеризуют предрифтовый режим, давая рассеянный по площади вулканизм. Примеры различных соотношений толеитов и щелочных базальтов в процессе развития континентального рифтогенеза приводились ранее [Салтыковский, Геншафт, 1985; Геншафт, Салтьпсовский, 1987]. Выявление подобного рода закономерностей чрезвычайно важны для понимания как вещественной эволюции земных недр, так и развития самих тектонических структур.

В ряду эндогенных режимов материков рифтогенный режим занимает особое место, так как рифты являются одним из важнейших элементов современной структуры Земли и, главным образом, с ними связан кайнозойский внутриконтинентальный базальтовый вулканизм. Рифто-генез всегда генетически связан с обширным сводообразованием, источником которого является вещество верхней мантии, находящееся в состоянии повышенной термической активности, а геологические данные убедительно свидетельствуют о стадийности развития рифтогенного режима и собственно самой рифтовой структуры [Белоусов, 1975; Ramberg, Larsen, 1978; Geodynamic..., 1980; Грачев, Геншафт, Салтыковский, 1981; Mohr, 1983; Lesquer et а!., 1988; Глико, Грачев, 1987; Грачев, 1987, 1998; Ярмолюк, Коваленко, 1991; Rohrman et al., 1994 и др.].

Поскольку формирование поверхностных тектонических структур обусловлено характером движения вещества и энергии в верхней мантии (ее динамикой), передачей этого движения в земную кору, причем наряду с чисто силовым, механическим воздействием глубинного субстрата на вышележащие оболочки должно происходить и физико-химическое изменение характера глубинного вещества, то продукты рифтогенного вулканизма могут быть индикаторами различных стадий эволюции глубинной среды и перераспределения ее тепловой энергии [Геншафт, Салтыковский, 1995].

Учитывая все сказанное, в работе проанализированы геолого-петрологические и геофизические данные, позволяющие наметить некоторые связи между базальтовым вулканизмом и динамическими процессами в верхней мантии для двух регионов: Байкало-Монгольского региона (БМР) и Исландии.

Значительная часть БМР относится к структуре с типично внут-риконтинентальным кайнозойским рифтогенным и предрифтовым режимами. Как и большинство исследователей, занимающихся изучением вулканизма и глубинной структуры в этом регионе, мы связываем эндогенную активность в БМР (мощный базальтовый вулканизм, преобра-

зование поверхностных тектонических структур, наличие глубинных ксенолитов мантийного генезиса и т.д.) либо с диапироподобным выступом астеносферы, либо с термическим возбуждением в мантии, причем характер петро- и геохимической специализации магм, связанных с этими аномальными процессами, принципиально не меняется (типичным примером таких ареалов являются неоген-четвертичные базальтоиды Центральной и Юх о-Восточной Монголии). "

Другим примером, свидетельствующим о высокой активности верхней мантии, является Исландия, динамика и мощный вулканизм которой обусловлен подъемом к подошве земной коры "горячего мантийного диапира" (плюма), оказавшего большое влияние на состав выплавлявшихся магм и возникновение в Северной Атлантике геохимической аномалии, проявившейся в изменении мгогих геохимических параметров (изменение соотношений изотопов стронция, неодима, свинца, а также соотношения таких элементов как ниобий, иттрий, цирконий и т.д.)

Глава 2. Эндогенный режим, базальтовый вулканизм и динамика мантии Байкло-Монгольского региона

2.1. Стадии рифтогенного режима и базальтовый вулканизм

Байкало-Монгольский регион, также, как и большая часть Центральной Азии, является прекрасным полигоном для изучения возможных связей физико-химических особенностей глубинного вещества с этапами или стадиями развития рифтового режима.

В этом регионе широко проявлены рифтогенные и предрифтовые структуры и сопряженный с ними базальтовый вулканизм [Салтыковский, Геншафт, Грачев и др., 1980; Грачёв, Геншафт, Салты-ковский, 1981; Геншафт, Салтыковский, 1984; Рассказов, 1985; Киселев, Попов, 1991; Ярмолюк, Коваленко, 1991; Грачев, Девяткин, 1997; Грачев, 1987, 1998]. К предрифтовому режиму в BMP были отнесены плато Да-риганга на юго-востоке Монголии [Салтыковский, Грачев, Геншафт, 1980; Салтыковский, Геншафт, 1985; Грачев, Девяткин, 1997], Витимское плато в северо-восточном Прибайкалье, некоторые широтные грабены Хангая в Монголии и грабены северо-восточного Китая - Фэнвей (Шаньси), Ляохе [Грачев, Девяткин, 1997].

Если особенности собственно рифтового режима и связанного с ним вулканизма в настоящее время достаточно хорошо известны, то об основных чертах режима предрифтового пока известно немного, Впервые эта стадия рифтогенеза была выделена А.Ф.Грачевым в нашей совместной работе по БМР [Салтыковский, Грачев, Геншафт, 1980; Грачев, Геншафт, Салтыковский, 1981], а позже детально им обоснована в статье с Е.В.Девяткиным [Грачев, Девяткин, 1997]. Вслед за этими авторами подчеркнем некоторые принципиально важные, с нашей точки зрения, признаки предрифтового режима:

1. более высокие, чем на платформах, амплитуды вертикальных тектонических движений;

2. развитие разноориентированных небольших грабенов;

3. сдвиговый тип деформаций со взбросовой или сбросовой компонентой;

4. ареальный базальтовый вулканизм, в ряде случаев покрывающий значительные площади (Монголия, северо-восточный Китай); по вещественному составу предрифтовые базальты близки к рифтовым и представлены слабодифференцированными, близкими к толеитовым, оливиновыми базальтами. Практически во всех случаях они содержат ксенолиты шпинелевых и/или шпинель-гранатовых перидотитов;

5. повышенный в 1.5-2 раза, по сравнению с платформенным, тепловой поток;

6. мощность земной коры под областями предрифтового режима составляет около 40-45 км, а кровля астеносферы залегает на глубинах около 80-100 км.

На различных этапах геологического развития БМР наблюдается единообразная петро-геохимическая эволюция базальтов, сопровождаемая изменением характера вулканического процесса. Наиболее мощно тектоническая и вулканическая активность в этом регионе проявилась в постмиоценовое время, когда на обширной территории, простирающейся от Восточного Саяна, Хамар-Дабана и Прихубсугулья на севере до Гобийского Алтая на юге и Дариганги на юго-востоке происходили площадные трещинные излияния близких к толеитам типов базальтов, которые формировали покровы и обширные лавовые плато (рассеянный тип вулканизма). Позже, в голоцене, часто за очень короткий интервал времени (первые млн. лет) объем изверженного материала заметно уменьшился, расплав приобрел более щелочной характер, а извержения происходили через отдельные моногенные или полигенные вулканические центры, возросла эксплозивность и газонасьпценностъ магм, лавы выносили на поверхность разнообразные типы глубинных включений ультраосновного состава. Эта закономерность прослеживается от эоцена вплоть до четвертичного времени [Геншафт, Салты-ковский, 1985; 1989], когда в Монголии стали формироваться рифтоген-ные структуры (Тарятский грабен в Центральном Хангае, Орхонская и Шишхидская депрессии Щевяткин, 1981]. Возникают линейные сводово-глыбовые поднятия и прогибы. Практически все проявления третичного вулканизма в Монголии связаны с предрифтовой стадией кайнозойского тектоно-магматического развития региона [Салтыковский, Геншафт, Грачев, 1981; Салтыковский, Геншафт, 1986; Грачев, Девяткин, 1997].

Стадийность континентального рифтогенеза устанавливается не только для кайнозойских рифтогенных областей БМР. Она отмечена для Рейнского грабена [Иллиэс, 1981; Plateau Uplift ..., 1983], Эфиопского рифта [Mohr, 1970], плато Ахаггар в Северной Африке [Lesquer et al., 1988], Афара [Stewart, Rogers, 1996]. Эволюция термического режима по трекам деления в цирконах устанавливается даже для пермского грабена

Осло [Rohrman et ai, 1994]. Процесс континентального рифтогенеза был характерной чертой и более ранних этапов тектонического развития БМР и всей Центральной Азии. В.В.Ярмолюк и В.И.Коваленко проследили развитие рифтогенеза и сопутствующего ему субщелочного й щелочного базальтового вулканизма в этом регионе, начиная с венда-раннего кембрия. Особенно детально был охарактеризован позднепа-леозойский рифтогенез [Ярмолюк, 1983; Ярмолюк, Коваленко и др., 1989; Ярмолюк, Коваленко, 1991].

Одной из главных задач этой части работы автор видел в раскрытии причин глубинных процессов и движущих сил, которые привели к мощному базальтовому вулканизму в Центральной (Хангай) и Юго-Восточной (Дариганга) Монголии. Эта задача состав тает основу того понимания геодинамики, которое современные исследователи вкладывают в этот термин. Имеющиеся фактические данные позволяют оценить эндогенный режим (глубинное распределение температур) и вещественный состав земной коры и верхней мантии под БМР. Представления о движущих силах в большей мере определяется полнотой геофизических данных. В этом отношении территория Монголии изучена в сравнении с Байкальской рифтовой зоной значительно меньше, но и имеющиеся немногочисленные данные по Монголии, а также привлечение материалов по смежным районам позволяют сделать некоторые выводы.

2.2. Базальты и содержащиеся в них глубинные включения

Петрохимически базальтоитда этого региона (рис. 1) представлены слабо дифференцированными натровыми базальтоидами (юго-восточная Монголия, северо- восточный Китай). В Центральной Монголии (Тарятский грабен, Хангай) щелочные базальты охарактеризованы высококалиевыми лейцитовыми базанитами, с одной стороны, и калий-натриевыми щелочно-базальтовыми сериями, - с другой. Согласно современным петрохимическим классификациям, которые приняты в отечественной и зарубежной литературе, щелочно-базальтовые вулканические породы подразделяются в БМР на отдельные группы - базани-ты, муджиериты, гавайиты, щелочно-оливиновые базальты [Классификация..., 1981; Belleini et al., 1981; Irvine, Baragar, 1971; Le Maître, 1984; Middlemost, 1975]. Сильная контрастность в разнообразии щелочных базльтоидов БМР, обусловленных различной степенью дифферен-цир о ванн ости, проявляется в слабо варьирующих мантийных соотношениях некоторых элементов (к примеру, Со/Ni, Fe/Fe+Mg, Ba/Sr и т.д.).

Глубинные породы характеризуются разнообразными перидотит-лерцолитовыми ассоциациями, главным образом, шпинелевыми лерцо-литами с переменным соотношением оливина, клино- и ортопироксенов: гарцбургитами, верлитами, оливиновыми вебстеритами и т.д. Реже встречаются гранат-шпинелевые и гранатовые лерцолиты. По степени распространения выделяются перидотиты и пироксениты двух типов,

известные в литературе [Be.it, 1970], как "зеленая" серия (с хром-диопсидом и хромистым авгитом) и "черная", в которой клинопироксен представлен титанистым авгитом. К этим сериям относятся в Монголии ксенолиты магнезиального и железисто-магнезиального типов, соответственно [Кепежинскас, 1979]. Наибольшим распространением пироксе-ниты пользуются среди включений в базальтах плато Дариганга. Намного реже встречаются ксенолиты гранатсодержащих пород - эклоги-ты, гранатовые лерцолиты и гранатовые пироксениты, хотя за последние 10-15 лет область рапространения последних двух видов включений была существенно расширена [Салтыковский, Дорохова, 1977; Геншафт, Салтыковский, Дашевская, 1981; Салтыковский, 1987].

Включения пород земной коры-терригенно-вулканогенные, интрузивные, метаморфические породы гранулитовой и эклогитовой фаций, гранат-пироксеновые гнейсы, эклогиты и эклогитоподобные породы с пиральспитовым гранатом, моноклинным пироксеном и плагиоклазом в различных соотношениях встречаются значительно реже.

Глубинный мантийный уровень заложения магматических очагов подтверждается находками гранат-шпинелевых ультрабазитов, устойчивых на глубинах 60-80 км.

^АМЛР-ДЛЪЛН.^ . ^ - ВИТИМ

'1

. ХЭНТЕЙ

СН.ХУБСУГУЛ' - - ^ ____

-ч.»Г- - 1

ТЭСИНГ I>

, ^ и

^ ХАНГАЙ^ УЛАН-БАТОР

; МОНГОЛЬСКИй

« АЛТАЙ />-4.,___Т

* • Г

* • ■ /7

. / Ч КИТАИ .*• / N

Рис. 1. Схема ареалов кайнозойских базальтов в Монголии

2.3. Распределение температуры в недрах БМР

О термическом состоянии, недр шобого региона судят по величинам тепловых потоков. Неоднократно приводились данные по высоким значениям тепловых потоков под Байкальской рифтовой зоной [Голубев, 1987-Лысак, 1988; Дучков, Лысак и др., \999;Лысак, Писарский, 1999].

В пределах БМР тепловые потоки распределены неравномерно. Так, рифтовая впадина Хубсугул (рифтогенный режим) характеризуется аномально высокими тепловыми потоками, (до 90 мВт/м2), которые близки значениям для рифта Байкала, а в стороны от Хубсугула величина теплового потока существенно падает. В области Тарятской впадины (предрифтовый режим) значения теплового потока вновь возрастают до 60 мВт/м2., Хангайский ареал имеет величину теплового потока порядка 50 мВт/м2, а Южная Монголия - не более 30-40 мВт/м2 [Хуторской, 1996]. Можно, предполагать наличие генетических связей процессов кайнозойского рифтогенеза и сопряженного с ним вулканизма (особенно в пределах Хангая) с геотермическим режимом недр, хотя такие корреляции и не являются четкими. Предлагалось много физических Моделей для объяснения этих явлений: модели "трещинной интрузии", "астеносферного диапира", "большой дайки" и т.д. [Зорин, Осокина, 1981; Голубев, 1982; Зорин, Ленина, 1984]. В одной из последних работ по тепловому потоку и геотемпературному полю в БРЗ |Дучков, Лысак и др., 1999] проанализированы прогнозные распределения температуры на глубинах 10, 20, 30 и 40 км, а достоверность геотермического прогноза для рифтовых впадин подтверждается результатами термобарометрии минералов из ксенолитов базальтов Восточного Саяна и Витимского плато.

Изучение химического состава минералов, слагающих включения глубинных пород, позволило нам воспользоваться методами минералогической термобарометрии для оценок термического режима среды под вулканическими ареалами БМР.

Расчеты температуры проводились, главным образом, на основании данных о том, как зависят от.температуры: 1) распределение Fe и Mg между различными сосуществующими парами минералов (например, данные Т.Мори и Д.Грина, 1978) и 2) растворимость En в Di и наоборот, т.е. соотношения Са /(Са + Mg) в С1Рх и Орх [Davis, Boyd, 1966; Boyd, Nixon, 1973\Перчук, 1973 и др.].

Результаты таких оценок показали, что по температурам равновесий минералов шпинелевые лерцолиты Дариганги и Хангая заметно различаются [Кепежинскас, 1979; Геншафт, Салтыковский, Каминский, 1981; Салтыковский, Геншафт, 1985; Салтыковский, 1987]: первые примерно на 200°С "холоднее". Минералы гранатовых и гранат-шпинелевых лерцолитов обоих районов равновесны при близких РТ-парамеграх: -22 ± 3 кбар и 1100°±50° С [Салтыковский, Геншафт, 1985]. На этом основании сделан вывод о том, что по температурному состоянию наиболее значимо различаются области верхней мантии, сложенные

ультрабазитами шпинелевой фации, т.е. подкоровые слои мощностью 15 - 20 км (рис. 2).

Гнейсы и пироксеновые гранулиты, представляющие низы земной коры Дариганги и Хангая, равновесны при близких температурах в интервале 700 - 800° С [.Кепежинскас, 1979; Салтыкоеский, Геншафт, 19843-Однако нет уверенности в том, что можно использовать эти значения для непрерывного продолжения мантийной геотермы в верхние горизонты земной коры [Геншафт, Салтыкоеский и др., 1981], т.к. полученные величины типичны для температур равновесия гранулитов из различных структурных зон Земли - от массивов метаморфических комплексов до ксенолитов из кимберлитов и базальтов Африки, Австралии, Америки и др. и, возможно, являются "реликтовыми", отражающими режим метаморфизма в предшествующие стадии развития регионов.

Для Байкальской рифтовой зоны (БРЗ) известны оценки температур у подошвы литосферы [Поспеев, Михаевский, 1975], составляющие около 1200° С на глубинах примерно 60 км. Для основания земной коры под рифтовой впадиной (на глубине 35-40 км) приводятся оценки в 1000 - 1200°С [Дорофеев, Лысак, 1987] и около 700-800° С на глубинах в 15 км, на верхней кромке внедряющегося в земную кору интрузива [Лысак и др., 1977]. Имеются данные об условиях равновесия гранатового перидотита в молодых базальтах Бартойских вулканов в Забайкалье - 1165° С и около 20 кбар [Петрова, 1983]. Близкие оценки температур приводятся и для базальтов Витимского плато [Ащепков, Добрецов и др., 1988; Литасов, Литасов, 1999], Хамар-Дабана [Меляховецкий, Ащепков, 1986] и для отдельных районов БРЗ [Меляховецкий, 1991]. Значения температур, совпадающие с теми, которые были получены для Дариганги, приводятся для плейстоценовых базальтов Абага в северо-восточном Китае, (Внутренняя Монголия); эти базальты являются продолжением вулканического плато Дариганги, протягивающегося на юго-восток, в Китай

Рис. 2. Распределение температур в верхней мантии под рифтогенными геотектоническими структурами

500

1000 ГС

фм

50

о

500

(ооо

т,с

50-

¡00-

h.Km

Рис. 3. Геотермы под Байкальским рифтом, областями активизации (рифтогенные зоны) Центральной Азии и Сибирской платформой

Показана гипотетическая модель вещественного состава земной коры и верхней мантии по данным изучения глубинных включений. Прямоугольники на геотермах - неопределенности в оценках температуры

[Fan, Hooper, 1989; Deng, MacDougal, 1992]. Большая часть этих данных сведена на диаграмму глубинного распределения температуры под БРЗ, Хангаем и Даригангой (рис. 3).

Нетрудно установить различия в температурных глубинных режимах рассматриваемых структур. От стабильной платформы к развитой рифтовой структуре происходит прогрессивный разогрев, прежде всего, подкоровых горизонтов верхней мантии. Ранее было показано, что до-плейстоценовый базальтовый вулканизм БМР отражает предрифтовую стадию развития этой области [Салтыковский, Грачев, Геншафт, 1980; Грачев, Девяткин, 1997]. Несомненно, что базальтовый вулканизм обусловлен высокой эндогенной активностью верхней мантии. Корни маг-могенеза уходят на глубины более 75 км, что подтверждается находками среди ксенолитов гранатовых ультрабазитов и мегакристаллов пиропа [Кепежинскас, 1979; Салтыковский, 1987].

Резкое различие в положении геотерм на глубинах 60-70 км скорее всего свидетельствует о постепенной смене платформенного режима (Сибирская платформа) с температурами в подкоровых слоях верхней мантии около 600°С режимом предрифтовым, где Дариганга представляет собой ранний этап рифтогенеза, а Хангай - стадию этого же процесса, максимально приближенную к формированию собственно рифтовой

структуры (Т = 900 - 1100° С). И, наконец, переход к типичному рифту (Байкал) с довольно значительным термическим возбуждением в мантии (с температурами около 1200°С). В этом случае различия, устанавливаемые в температурных режимах должны, однозначно указывать на глубинную динамику эндогенного рифтового режима, суть которой состоит в последовательном разогреве менее глубинных зон. Термический режим недр под рифтами близок таковому под складчатыми и ороген-ными зонами [Салтыковский, Геншафт, 1986].

Таким образом, пространственно-временная и термическая эволюция вулканизма отождествляется нами с переходом предрифтовой стадии развития к отчетливо выраженной рифтогенной [Салтыковский, Геншафт и др. 1981; Грачев, 1998]. Аналогичная ситуация отмечается и в пределах развития Афро - Азиатской рифтовой системы [Geodynamic evolution of Afro-Arabian rift system, 1980; Möhr, 1983]. В этом регионе также выделяются структуры, находящиеся на ранней стадии развития рифтогенеза (предрифтовой) - это сводовое поднятие Дарфур, плато Ти-бести, Ахаггар [Lesquer et al., 1988]. Близкая ситуация наблюдалась в миоцене в пределах Эфиопского и Кенийского плато, где выделяются предрифтовые стадии вулканизма, а также вулканизм, сопровождающий формирование северного фланга Восточно-Африканской рифтовой структуры [Логачев, 1977; Mohr, 1983; Stewart, Rogers, 1996].

При сравнении Монгольских и Афро-Азиатских рифтогенных структур становится очевидным, что вулканизм, опережая во времени образование поверхностных тектонических структур, может являться индикатором ранней эндогенной глубинной активности, дальнейшее развитие которой обуславливает усиление тектонических процессов и их приближение к поверхности [Салтыковский, Геншафт, 1986].

Предполагается, что постепенная эволюция поверхностных структур, начиная с платформ и кончая рифтом или складчатой областью, сопровождается и подъемом на более высокие уровни энергетически возбужденного горизонта, причем при рифтовом режиме изотерма будет поднята на самый близкий к подошве земной коры уровень.

Еще раз подчеркнем, что на примере Монголии такая закономерность устанавливается четко при сравнении эндогенной активности верхней мантии двух крупнейших ареалов кайнозойского вулканизма -Хангая и Дариганги. Первый из них является структурой с отчетливо выраженными рифтогенными грабенами (Тарятский, Орхонский и др.), тогда как Дариганга в целом представлена купольной вулканической структурой, типичной для начальной, предрифтовой стадии сводообра-зования. Температурные режимы под этими районами отчетливо различаются - подкоровые области верхней мантии под Даригангой "холоднее", чем под Хангаем.

Оцененные Р-Т параметры равновесия гранат-шпинелевых лерцо-литов Монголии хорошо согласуются с экспериментальными данными по плавлению лерцолитов верхней мантии с образованием щелочно-

базальтовой магмы при Т = 1200-1250° С и Р = 25 кбар. Эти исследования позволили обосновать важный вывод об энергетическом возбуждении (сильном разогреве) верхней мантии под вулканическими районами по сравнению со стабильными платформами [Геншафт и др., 1978; Ген-шафт, Салтыковский, 1979; Геншафт, Салтыковский и др., 1981]. Такие результаты совпадают с геотермами, которые были опубликованы для областей щелочно-базальтового вулканизма для различных регионов Земли [Mercier, 1976; Перчук, Ваганов, 1978]. Причину такого разогрева под областями щелочно-базальтового вулканизма мы связывали с внедрением с больших глубин горячих разуплотненных масс вещества [Артемьев, Геншафт, Салтыковский, 1978; Киселев и др. 1979; Логачев, Зорин, 1984; Салтыковский, Геншафт, 1984; Салтыковский, Геншафт, 1985; Свалова, Шарков, 1992].

Наличие диапироподобного выступа астеносферы признается сейчас практически всеми исследователями, которые занимаются проблемами изучениия глубинной структуры региона ([Киселев, Попов, 1991; Зорин и др. 1988; Cunnigham, 1988; Windley, Allen, 1993] и многие другие).

Отмечалось, что в пределах БРЗ выделяется два этапа вулканизма и рифтогенеза - миоцен-раннеплиоценовый, когда вулканизм был приурочен к ранней стадии рифтогенеза и плиоцен-раннечетвертичный, сопровождавший быстрое формирование впадин [Логачев, Флоренсов, 1977]. Такое возрастное деление геологической истории БРЗ позволяет оценить скорость разогрева подкоровых горизонтов мантии. Рассматривая рифтогенез как стадийный процесс, можно допустить, что при развитии рифтового эндогенного режима путем диапиризма (возможно, как составной части тепловой конвекции) на глубинах существования шпинелевой фации ультрабазитов температура возрастает в среднем на 10-20°С за 1 млн лет. Основываясь на данных из рис. 2, 3 можно установить, что примерно за 20 млн лет (т.е. время перехода от предрифтового к рифтовому режиму) изменение температуры составит около 150-200°С; величина скорости разогрева оказалась равной около 10 5 °С/год. Если источником эндогенной активности является аномальная мантия с Т близкой к ликвидусу базальта (1200 - 1300°С), то подобный разогрев только за счет кондуктивного переноса тепла может произойти на расстоянии около 1 км от теплового источника. Этот результат подгверж-дает реальность массопереноса в ходе эволюции рифтового эндогенного режима путем диапиризма или тепловой конвекции.

Поверхностные рифтогенные структуры формируются только при перемещении эндогенной активности (высокой степени разогрева и, вероятно, переработке вещества) к подошве земной коры и в ее пределы. Практически под всеми рифтовыми впадинами БРЗ сейсмическими методами обнаружены "линзы" аномальной, т.е.низкоскоростной мантии [Крылов, Мишенькин, 1984; Зорин и др. 1982; Кулаков, 1999].

Таким образом, на смену рассредоточеной активности земных недр, которая проявляется в обширном сводообразовании, охватившем

разнородные и разновозрастные структуры, и рассеянном базальтовом субщелочном вулканизме, приходит локализованное в пространстве (на площади) преобразование поверхностных структур (образование риф-товых впадин), а поверхности достигают только щелочные расплавы.

Существенно то, что ультраосновные ксенолиты генетически прямо не связаны с выносящими их расплавами, т.е. не являются непосредственным веществом субстрата плавления или реститом в зоне выплавления магмы, т.к. их температуры равновесия заметно ниже ликвидус-ных температур базальта даже в присутствии флюидов. Если посмотреть на вероятный ход температуры ликвидуса щелочного базальта, то даже наиболее "горячая" верхняя мантия рифтовых зон, представленная веществом ксенолитов, не способна по своему температурному состоянию генерировать базальт. Скорее всего, мантийные расплавы возникают либо на значительно больших глубинах в верхней мантии, чем уровни размещения магматических очагов, либо в локальных зонах наиболее интенсивного подтока мантийных "горячих струй".

Приведенные данные свидетельствуют в пользу внутренних глубинных причин (подъем аномальной мантии) континентального рифто-генеза и вулканизма, обусловленных подтоком к поверхности мантийного горячего вещества за счет глубинного диапира [Mareshal, Gliko, 1991]. Этот подток определяет изменение температурного режима недр, состава и агрегатного состояния вещества и, в конечном счете, стадийность развития поверхностных рифтогенных структур. Такой вывод подтверждается данными геофизических исследований, полученными для БРЗ и, в меньшей степени, для территории Монголии [Рогожина, Кожевников, 1979; Крылов и др., 1981, 1993; Зорин и др., 1982, 1990, 1993].

2.4. Геофизические данные и аномальная мантия под БРЗ и Центральной Монголией

Основные сведения о геофизичесикх полях БМР и Монголии приведены в работах Ю.А.Зорина с коллегами [Зорин и др., 1982, 1988, 1990, 1993; Логачев, Зорин, 1984]. Они базируются на данных сейсмологии, гравиметрии и магнитной съемки. В этих работах высказывается предположение о том, что позднекайнозойский щелочно-базальтовый вулканизм в горных областях Западной Монголии и Забайкалья обусловлен наличием "горячих пятен", связанных с астеносферным диапиром. Главным итогом геофизических исследований явилось противопоставление (по строению верхней мантии) Западной (включающей Хангай) и Восточной Монголии. Сейсмическими методами на большей части территории Западной Монголии (так же, как и для всего БМР) была выделена область аномальной мантии, характеризующаяся понижением скоростей сейсмических волн [Рогожина, Кожевников, 1979] и отрицательными региональными гравитационными аномалиями [Артемьев, Геншафт, Салтыковский, 1978]. Под Восточной Монголией верхняя мантия имеет

нормальное распределение плотности и скорости. Данные геофизики свидетельствуют о чрезвычайно глубоком заложении корней аномальной мантии. Проведенные недавно исследования методом локальной и телесейсмической томографии позволили установить трехмерную структуру сейсмических неоднородностей на глубинах от 100 до 700 км под Центральной Азией и предположить существование узкой аномальной зоны в пределах мантии, что морфологически напоминает форму пшома, описанного во многих других регионах [Кулаков, 1999].

Интерпретация гравиметрических данных в редукции Буге для рассматриваемого региона привела к представлениям о существовании подкоровых разуплотненных масс, которые можно сопоставлять с аномалией, обоснованной сейсмическими методами [Салтыковский, Ген-шафт, Грачев, 1981]. В работах С.В.Крылова с коллегами [1981, 1993] предполагается существовании под рифтовыми впадинами БРЗ не протяженной аномальной зоны, а изолированных "линз" аномальной мантии ("rift causion"). На основании указанных геофизических данных, нами по аналогии с БРЗ было предположено существование диахшропо-добного выступа астеносферы и наличие астенолинзы под Хангайским ареалом плиоцен-четвертичного базальтового вулканизма [Genshaft, Saltykovsky, 1985] (рис. 4).

1 5<

'5;

о

ТГ

к i-i

о 5; <

50°

105,5

h. kv

Рис. 4. Гипотетическая схема глубинного строения по профилю вдоль 105.5° от Байкала до Китая

В последнее время проведено численное моделирование внедрения мантийного диапира в литосферу, которое подтверждает вероятность такого процесса [Griffiths, Campbell, 1991; Трубицын, Рыков, 1997; Грачев, Кондауров и др., 1998].

Неоднородная структура верхней мантии, обусловленная динамикой внедрения мантийного плюма и излияниями больших объемов базальтов, характерна не только для Центральной Азии; она прослеживается под сводовыми рифтовыми структурами Восточной и Центральной Африки, под рифтом Рио-Гранде и т.д. (Processes of continental rifting..., 1983). Детальные работы, проведенные в пределах Центрального Французского массива, подтверждают наличие неоднородностей и возможный подъем астеносферы под крупнейшим ареалом базальтового вулканизма в Западной Европе [Sobolev, Zeyen et al., 1997; Zeyen, Volker et al, 1997].

Изложенный в этом разделе материал позволяет подвести некоторые итоги.

1. Данные минерало- и термобарометрии показывают, что стадийность рифтогенного процесса обусловлена прежде всего различиями в глубинных термических режимах, которые отличны для предрифтовой и рифтовой стадий рифтогенеза и подтверждаются характером вулканизма (объем, площадное распространение, петрохимический тип магм).

2. Геофизические данные свидетельствуют о существовании "аномальных" (в геофизическом смысле) зон, которые обуславливают базальтовый вулканизм, гетерогенное строение и состояние глубоких частей земной коры и верхней мантии.

3. Щелочно-базальтовый вулканизм может являться индикатором стадийного развития рифтогенных структур, сопровождаемого эволюцией эндогенного режима-приближением "горячего" состояния верхней мантии к земной коре.

Глава 3. Мантийный метасоматоз, флюидный режим и формирование щелочно-базальтовых расплавов

3.1. Метасоматоз в мантии и его проявление в глубинных включениях

В настоящее время экспериментальные и петрологические данные однозначно свидетельствуют о мантийном генезисе базальтовых расплавов. Неопределенности возникают лишь в тех случаях, когда рассматриваются условия, при которых происходит формирование различных петрохимических типов пород базальтового ряда. К этим условиям относятся: глубина выплавления базальтов из однородного первичного источника, близкого по составу к пиролиту, степень частичного плавления мантийного субстрата, характер флюидного режима, дифференциация расплава и т.д. В этих случаях единого мнения у петрологов не су-

ществует. Изучение щелочно-базальтового вулканизма в пределах различных континентальных структур, которое проводилось автором в течение многих лет, привело его к выводу, что химизм лав в значительной степени определяется не столько степенью плавления однородного мантийного субстрата (пиролита или 4-х фазового лерцолита), сколько различиями, существующими в этом субстрате на сходных глубинах. Эти различия обусловлены, в первую очередь, процессами мантийного метасоматоза, изменением его температурного (разогрев мантии) и флюидного (Юг, состав флюидов) режимов. Петрохимическая специализация базальтоидов из различных ареалов свидетельствует об индивидуальности физико-химических условий глубинного магмогенеза под каждой из тектонических структур, подчеркивая тем самым неоднородность состояния и развития тектоносферы Земли [Салтыковский, Геншафт, 1986].

В последние годы при анализе формирования петрохимического облика различных типов базальтовых магм большая роль отводится процессам мантийного метасоматоза, основа которого была разработана еще в начале 50-х годов Д.С.Коржинским (теория "трансмагматических флюидов"). Позже Ю.Кузнецовым и Э.Изохом (1969) на ее основе была предложена более общая гипотеза "интрателлурических" флюидов, потоки которых пронизывают как земную кору, так и верхнюю мантию; под их воздействием происходит зарождение различных петр о химических типов магм на разных глубинных уровнях земной коры и верхней мантии.

Подтверждением этому являются широко обсуждаемые в литературе признаки мантийного метасоматоза в ксенолитах глубинных пород, выносимых на поверхность базальтами (А.А.Маракушев, И.Д.Ряб-чиков, Н.Л.Добрецов, В.И.Коваленко, А.Бетчер, Ф.Ллойд, Д.Бэйли, А.Эдгар, М.Роден, М.Мензес, Д.Ионов, А.Агцепков, А.Меляховецкий, Л.Соловьева, Б.Владимиров и др.). Особенно большое внимание уделяется метасоматическим преобразованиям, связанным с генезисом кимберлитов [Boettcher et al., 1979; Wylie, 1980]. Мантийный метасоматоз подтверждается наличием реакционных явлений между минералами ультрабазитов, кристаллизацией вторичных амфиболов и слюд, появлением вторичного стекла и пр. [fVass, Roger, 1980; Рябчиков, Коваленко и др., 1981; 1983; Доусон, 1983].

Автор собрал и проанализировал материал по глубинным включениям и вмещающим их щелочным базальтоидам на юге Германии (район Лаузитц). Были изучены реакционные взаимоотношения между ксенолитами и базальтами, которые свидетельствовали о метасомати-ческом изменении минералов включений под действием флюида-расплава базальтовой магмы. Полученные данные сопоставлялись с результатами изучения метасоматических изменений в лерцолите из базальта Дариганги. В перидотитах из базальтов Лаузитца отмечаются вторичные высокотемпературные процессы, когда внешние зоны клинопи-роксенов обогащаются Ti, а края зерен 01 становятся более железисты-

ми, чем ядра кристаллов. В базальтах и лерцолитовых включениях из Лаузитца встречаются кристаллы высокохромистой шпинели двух типов, которые различаются по характеру реакционных изменений, а также по составу стекла, под действием которого эти преобразования происходили [(Зелл/шД Баиукоуяку е[ а!., 1985; Геншафт, Салтыковский и др., 1986].

Примером метасоматических изменений лерцолита мантии может служить один из образцов шпинелевого лерцолита из базальта Дари-ганги (вулкан Сальхитын-ула, юго-восточная часть плато), в котором наблюдается псевдоморфное замещение магнезиального оливина агрегатом более железистого оливина и низко-хромистой шпинели.

О метасоматозе свидетельствуют и признаки проплавления отдельных минеральных зерен лерцолита. Такие участки сложены щелочным стеклом, близким по составу К-Ма-полсвым шпатам. В минералах встречаются округлые включения, в которых четко обособлены железистая и силикатная составляющие (магнетит и силикатные минералы). По-видимому, в этом случае происходило расслоение флюида-расплава на существенно железистую и глинозем-силикатную части при его охлаждении и последующей кристаллизации. Под воздействием мантийных потоков горячих флюидов может происходить локальный разогрев лерцолита верхней мантии, который проявляется в реакционных структурах и частичном нарушении равновесного распределения химических компонентов между соответствующими фазами. Отмечаются случаи замещения гранатов в лерцолитах Хангая и Дариганги с образованием вторичной глиноземистой шпинели и силикатных фаз [Геншафт, Салтыковский, Дашевская, 1981; Салтыковский, Геншафт, 1985]. Неоднородный разогрев, метасомэтические и вторичные реакционные явления происходили скорее всего до попадания ксенолитов в магму и их выноса на поверхность.

В исследованиях В.И.Коваленко, В.В.Ярмолюка и их коллег на основе изотопного изучения большого числа мантийных ксенолитов из базальтов Монголии и Прибайкалья были получены различные значения возрастов ксенолитов, что позволило установить рубежи метасома-тического преобразования вещества мантии. Эти рубежи соответствуют следующим значениям: около 2 млрд,лет (неметасоматизированная мантия), примерно 600 млн лет (раннекаледонская складчатость), этап с возрастом около 250 млн.лет и последний рубеж - менее 60 млн лет. Эти значения хорошо согласуются с главными этапами тектонической эволюции Центрально-Азиатского складчатого пояса и свидетельствуют о возрастной эволюции верхней мантии в ходе тектонического развития региона [Ао.у/г, Ко\>а1епко е(. а\., 1984; Коваленко, Ярмолюк, Моссаковский, 1989; Коваленко, Ярмолюк и др, 1990]. О признаках мантийного метасоматоза под регионами кайнозойского вулканизма Монголии и Прибайкалья свидетельствуют результаты минералогических и изотопных исследований амфиболов, апатита и слюды в ксенолитах из щелочных ба-

зальтов БМР [Коваленко, Рябчиков и др., 1987; Bucher-Nurminen, 1990; Шарков, Биндеман, 1990; Ionov et al., 1992; 1993; lonov, Hofmann, Shimitu, 1994; Ащепков и др., 1996; Wiechert, Ionov, Wedepohl, 1997].

Для БРЗ проблема метасоматоза оказалась тесно связанной с вопросом внутрнмантийного фракционирования базальтовых расплавов, что было детально изучено на материале включений из базальтов Бар-тойских вулканов [Меляховецкий, Ащепков и др., 1988]. Показано, что основная тенденция метасоматоза в базальтах этого района обусловлена развитием тех же самых минеральных ассоциаций, что наблюдаются и в субстрате, но с поправками на химизм последнего [Меляховецкий, 1991]. Высказано предположение, что мантийный мгтасоматоз здесь, возможно, связан с реакциями расплава с отделяющимися от него флюидами, с одной стороны, и лерцолитами вещества субстрата, с другой [Roden, Frey et al, 1984]. Процессы взаимодействия флюида (преимущественно СО2) с мантийным субстратом и метасоматозе глубинного вещества описаны недавно во включениях из нефелинитовых шлаков Даурского свода (хр. Хэнтей в Забайкалье) [Ащепков, Литасов и др., 1996]. Метасоматические преобразования отмечались в ксенолитах из базальтов Витимского плато. Здесь широко проявилась флогопитиза-ция, которая сопровождает распад пиропа [Ащепков, Добрецов, 1988; Добрецов, Ащепков и др., 1992; Ionov, Ashchepkov, Andre, 1995].

Известны метасоматические изменения мантийного вещества по результатам изучения химизма и изотопии ксенолитов из одновозраст-ных с даригангскими щелочных базальтов северо-восточного Китая [Fan, Hooper, 1989; Song, Frey, 1989; Nohda, Chen et al, 1991; Deng, MacDougal, 1992; Zhang, Sudbay et al, 1995].

Процессы мантийного метасоматоза обосновываются данными изотопного изучения Nd/Th - Th/U- отношений из базальтов района Бассейнов и Хребтов в США [Mary, Reid et al, 1996].

Петрологические и геофизические исследования условий образования щелочно-базальтовой магмы под Центральным Французским массивом (грабен Лимань) дает основание предполагать, что и в этом регионе выплавление базальтов происходило из метасоматизированной мантии при активном участии мантийного плюма [Chauvel, Bor Ming, 1984; Granet et al., 1995; Sobolev, Zeyen et al, 1997; Zeyen, Volker et al, 1991; Lenoir et al, 1997].

Метасоматические преобразования, связанные с взаимодействием перидотитовой мантии и силикатного расплава (Fe-Ti метасоматоз) были описаны в вулканическом ареале Фогельсберг в Центральной Германии. Здесь наличие шпинель-пироксеновых ассоциаций объяснялось неустойчивостью граната и его распадом в результате подъема астено-сферной мантии в литосферу [Witt-Eickshen, 1993].

Таким образом, можно с полным основанием утверждать, что мантийный метасоматоз является часто встречающимся процессом в условиях верхней мантии, причем он проявляется как в глубинных

включениях из базальтов, так и в кимберлитах, примеры которых приводит Доусон [1983] для южно-африканских трубок Бултфонтейн и Де Бирс. Для базальтов Южного Йемена и северо-западного Шпицбергена имеются данные о сочетании метасоматических и деформационных процессов [Геншафт, 1993].

Первичный лерцолитовый состав верхней мантии претерпевает существенные изменения на стадии, предшествующей плавлению, когда под воздействием глубинного мантийного потока "фшоид-расплава", исходный лерцолит мантии (породы "зеленого" типа, содержащие ти-поморфный хром-диопсид) преобразуется в метасоматические породы "черного" типа, обогащенные базальтоидными компонентами и некогерентными элементами, в том числе концентрирующимися в акцессорных фазах - слюде, апатите, амфиболе, ильмените.

В конкретной тектонической структуре на фоне общего фронта динамического развития мантийных процессов следует рассматривать интенсивную локализацию тепломассопотока по отдельным зонам проницаемости и зарождение, в частности, щелочно-базальтового расплава прежде всего в этих зонах. Возникают отдельные магматические очаги, питающие моногенные или изолированные вулканические центры, с которыми связаны сильно индивидуализированные по петро-геохими-ческим данным и минералогии глубинных включений, продукты вулканизма. И только при наложении регионального поля растяжения может произойти объединение отдельных магматических очагов в крупный магматический резервуар, питающий трещинные каналы. В этом случае ограничивается роль давления (глубины) в образовании магм разной щелочности, как это следует из моделей Х.Иодера, А Рингвуда, Д.Грина и др.

Решающую роль мы придаем степени вещественной переработки исходного субстрата верхней мантии, обусловленную проницаемостью глубинной структуры, физико-химическим условиям в зонах магмогене-за и особенностям тепломассопереноса. Это подтверждается данными С.Вейса и С.Шоу [1984] для юго-восточной Австралии, где, начиная с перми и вплоть до третичного времени, магматическая активность была сопряжена с метасоматозом в верхней мантии (обогащение литофиль-ными элементами), причем по изотопным данным процессы метасоматоза и магмогенеза оказались почти синхронными.

3.2. О соотношении толеитов и щелочных базальтов в БМР

Большой интерес представляет вопрос о соотношении толеитовых и щелочных базальтов в БМР. Вулканизм на Дариганге развивался по схеме, которая была предложена для Тункинской впадины [Киселев, Медведев, Головко, 1979]. Ранний, миоценовый этап излияний слабощелочных и толеитовых магм привел к формированию обширных лавовых покровов и плато. Позднее объемы и площади вулканитов сократились,

а -сами лавы приобрели большую щелочность. Показательны соотношения составов толеитов и щелочных базальтов. Различия между ними не настолько контрастны как в случае толеитов океана - океанических островов, а также щелочных базальтов островов и континентов [Салтыковский, 1967]. На Дариганге широко распространены, так называемые, переходные группы пород, обладающие многими геохимическими чертами как толеитов, так и щелочных базальтов. Толеиты вулканических ассоциаций многих ареалов Б MP (так же как и многих других базальтовых полей на континентах) близки к щелочным базальтоидам этих же ассоциаций по высоким содержаниям Ti, К, Р, большой группы рассеянных элементов, в том числе легких лантаноидов. Возникает вопрос - является ли такая петрогеохимическая близость свидетельством генетического единства всей вулканической ассоциации, т.е. может ли одна группа базальтов являться результатом кристаллизационной дифференциации? Представляется, что формирование каждой из этих серий (групп) связано с различными этапами и процессами магмообразования в близких физико-химических условиях, т.е. толеиты и щелочные ба-зальтоиды являются продуктами различных по составу первичных магм.

Этот вывод подтверждается исключительно малым диапазоном изменчивости индекса дифференциации для всех вулканитов Дариганги. Об этом же могут свидетельствовать и близкие содержания большинства малых компонентов во всех выделенных петр о химических типах базальтов. На бинарных диаграммах Харкера для средних составов всех типов пород подтверждается предположение о наличии трех слабо дифференцированных групп первичных магм: нормальной щелочности, умеренной щелочности и щелочно-базальтовых. Все группы по величинам отношений Fe/Mg и Ni/Co относятся к первичным составам [Когарко, 1973; Kesson, 1973]. Близкая ситуация описана для Гавайев, где для толеитов и щелочных базальтоидов были приведены доказательства существования различных мантийных источников, которым присущи различающиеся геохимические и изотопные параметры [Chu-Yung Chen, Frey, 1983; Zindler, Hart, 1986]. Появление переходных разностей вызвано смешением мантийных расплавов в изменяющихся тектонических и физико-химических условиях. Это подтверждается и данными изучения состава вулканитов в Монголии, где установлено закономерное изменение составов изливающихся лав в субплатформенных условиях от толеитовых к щелочным, а в последних от натриевых к калиевым (т.е. происходит последовательное накопление в расплаве калия).

3.3. Флюидный режим

Помимо мантийного метасоматоза, важным фактором изменчивости физико-химических условий в мантии являются различия в режиме Юг, которое, вероятно, существует до глубин около 200 км под различными тектоническими структурами [Флюидный режим метаморфизма, 1980; Haggertу, Thompkins, 1980]. Эволюция флюидного режима и состава

самих флюидов прослеживается в вертикальном разрезе верхней мантии и земной коры, а также в ходе развития различных тектонических структур. Под БРЗ эволюция флюидного режима рассмотрена Б.А.Лит-виновским с соавторами [1979]. За период времени с верхнего протерозоя до позднего кайнозоя в верхней мантии на уровне образования базальтовых расплавов уменьшается абсолютное содержание и доля восстановленных флюидов и возрастает содержание СОг, что указывает на возрастание окислительного потенциала. К началу четвертичного периода на фоне продолжающегося уменьшения доли восстановленных газов, содержание СОг во флюиде уменьшилось (потенциал кислорода понизился). С флюидным режимом хорошо коррелирует содержание калия (прямая корреляция) в базйтах.

В работах И.А.Петерсилье, Б.Г.Лутца, Ф.А.Летникова, А.А.Кади-ка подчеркивалась устойчивая тенденция возрастания восстановленных газов - Н, СО, СН с глубиной. По химическим составам сосуществующих в лавах Дариганги титаномагнетитов и ильменитов, мы оценили температуры их кристаллизации, а также летучесть кислорода [Салтыковский, Геншафт, 1985]. Составы изученных минералов оказались равновесны при Т = 1050-1100°С и Юг = 1011 бар, что полностью согласуется с Юг - Т- условиями кристаллизации базальтовых магм, что обобщено в работе [Печерский, Багин и др., 1975].

Толеитовые и щелочные базальты представляются членами определенного дискретного ряда, хотя на многих петрохимических диаграммах они образуют семейства, непрерывно переходящие друг в друга. Как же представляется физический процесс массовой генерации магмы? По условиям соотношений солидуса ультраосновного вещества мантии и геотерм Земли основным местом массового по объему плавления должна быть астеносфера на глубинах от 50 до 100 км. В условиях глубинного действия регионального поля растягивающих напряжений, обеспечивающих высокую проницаемость, геотерма в области астеносферы повышается за счет притока глубинного мантийного тепла с рядом базальтовых компонентов, но без привноса литофильных компонентов и интенсивного массообмена с нижними уровнями мантии. Это приводит к повышению верхней границы астеносферы и более интенсивному плавлению (до 20% объема лерцолита).

В принципе, образование насыщенных кремнеземом или слабо не-досыщенных толеитовых магм происходит путем простого частичного плавления. Скорее всего щелочно-базальтовая магма формируется после достаточно сильной переработки исходного лерцолита в локальных структурах или при интенсивном взаимодействии астеносферного расплава с богатыми щелочами и некогерентными, литофильными элементами флюидами-расплавами из аномальной мантии. Принципиальная схема выплавления толеитовых и щелочнобазальтовых магм на различных стадиях рифтогенеза приведена на рис. 5.

Рис. 5. Схема мантийного образования щелочнобазальтовой и толеито-вой магм

1-Ш - стадии рифтогенеза, IV - стадия образования платобазальтов

Глава 4. Субсолидусные процессы изменения глубинного субстрата и частичное плавление

4.1. Деформации и метаморфизм вещества верхней мантии

Минеральный состав, структурные и текстурные особенности ксенолитов свидетельствуют о физико-химических условиях и процессах, влиявших на эволюцию глубинного мантийного субстрата. Известно, что на любой стадии агрегатного существования горной породы большую роль играет распределение (или изменение) РТ параметров, что в сочетании с флюидным режимом определяет, в конечном счете, тектонический эндогенный режим и геофизическую структуру глубин.

Много фактов свидетельствует о том, что на мантийном уровне глубин можно рассматривать те же самые процессы метасоматоза и метаморфизма, которые хорошо изучены для условий земной коры. Широко проявлены в породах различного состава региональный динамоме-таморфизм (перекристаллизация пород в поле механических напряжений), а также процессы, близкие к условиям контактового метаморфизма. К этому же ряду процессов можно отнести воздействие на ксенолиты (стенки магматических камер и каналов) вмещающего высокотемпературного расплава, который является источником флюидов и локальные поля напряжений, возникающие в ходе формирования магматических камер (интрузивных тел). В настоящее время совокупность явлений ме-таморфогенно-метасоматического преобразования глубинного вещества рассматривается в тесной связи с процессами мантийного магмогенеза [Семенова, Соловьева и др., 1984; Геншафт, Салтыковский, 1987]. Глубинные деформационные процессы в ксенолитах проявляются в разнообразии присущих глубинным включениям структур и текстур [Акимов, Геншафт, 1974; Маракушев, 1984; Коваленко, Цепин и др., 1985; Ионов, Борисовский, 1987; Mercier, Nicolas, 1975; Boullier, Nicolas, 1975; Harte, 1977; Геншафт, 1993].

В условиях протекания пластических деформаций и рекристаллизации минералов значительно легче происходят минералообразование и изменение общего состава породы под действием метасоматизирующих глубинное вещество флюидов. К зонам повышенной дефектности структур отдельных минералов обычно приурочено начальное плавление вещества субстрата. Следовательно, с одной стороны, деформационные процессы способствуют усилению тепло-массообмена твердого вещества с ювенильными флюидами (или флюид-расплавами), а с другой, они инициируют начальные стадии плавления. Динамометаморфизм глубинных пород в изменяющихся тепловых полях приводит к образованию новых минеральных парагенезисов и изменению их физических свойств [Геншафт, 1993].

Примеры, подтверждающие некоторые из этих процессов приводились ранее [Геохимия глубинного вещества Земли, 1989]; изученные образцы ксенолитов были взяты из базальтов Монголии. Исследование гранат-шпинелевых лерцолитов из базальтов Шаварын-Царама показало, что поздний гранат, замещающий шпинель в ксенолитах, формировался при субизобарическом остывании глубинного вещества. Это может свидетельствовать о гранатизации вещества мантии в условиях ее субсолидусного охлаждения и переход от шпинелевой фации к гранатовой. Такой процесс по своей сути является метаморфическим преобразованием мантийного субстрата. Показано, что образование шпинель-пироксеновых кластеров могло происходить при деформации и перекристаллизации единых зерен ортопироксена с экссолюционными вростка-ми шпинели клинопироксена [Копылова, Геншафт, 1991].

Развитие позднего граната по шпинели является характерной особенностью не только Монголии, такие изменения наблюдались среди кристаллических комплексов в Альпах [Evans, Trommsdorf, 1978], в базальтах Гавайского архипелага [Beeson, Jackson, 1970], в Центральной Сахаре [Girod, 1967] и других местах. При изучении нижнекоровых включений в кайнозойских щелочных базальтах хр. Хамар-Дабан, Центрального Хангая и многих других базальтовых ареалов БРЗ были описаны явные признаки частичного плавления, связанного с межзерновыми сдвиговыми деформациями. Эти процессы бызш вызваны метаморфизмом и гранитизацией в нижних горизонтах земной коры, в результате чего возникают зоны повышенной "текучести (возможно, эти зоны представляют собой древние внутрчкор'овые волноводы) [Соколова, Миронова, 1992, 1999]. Зоны подвижного текучего состояния вещества, которые проявляются здесь в нижней половине континентальной коры в тектонически активной зоне БРЗ, могут быть объяснены с позиций изменения реологического состояния под действием межзерновых сдвиговых деформаций. Такое воздействие приводит либо к частичному плавлению, либо к насыщению флюидами микротрещиноватого субстрата. A.A. Меляховецкий [1991]приводит расчетные оценки напряжения течения динамической рекристаллизации и вязкости пород по 01 из включений в базальтах Хамар-Дабана, Бартойских вулканов и Витимского плато. Важным выводом из этой работы является то, что оценки вязкости для осевой («1018 Па) и периферийных (1019 - 1020 Па) частей аномальной мантии по данным изучения ксенолитов ультраосновных пород указывают на относительно малую вязкость вещества аномальной мантии [Меляховецкий, 1991; 1997].

В ксенолитах из базальтов БРЗ (особенно это характерно для включений хром-диопсидовой группы) часто наблюдаются следы стрессового взаимодействия и перекристаллизации [Киселев, Попов, 1991], что интерпретируется как результат течения вещества верхней мантии в условиях крупных сдвиговых дислокаций и локального мантийного диапиризма [Грачев, Добржинецкая, 1987; Nicolas, Boudier et al., 1973; Witt, Sech, 1989].

Проведенные нами микроструктурные исследования представительной коллекции шпинелевых, шпинель-гранатовых и гранатовых ультрабазитов Хангая позволили установить стадийность их деформационной истории [Геншафт, Салтыковский, Копылова, 1991]. Первоначальное пластическое течение при Т = 900-920°С и ст= 200-300 бар, которое было определено по размерам необластов [Goeize, 1975; Meissner, 1977; Post, 1973], создало в большей части ксенолитов "ориентированную текстуру. Проявление этого процесса свидетельствует о деформации в региональном поле напряжений. Последующий отжиг с регенерацией практически уничтожил все следы этих деформаций перед стадией пластического течения при Т = 870-890°С и о= 570-760 бар, которое определялось по расстоянию между субграницами по [ 100 ] [Meissner, 1977]. 30

Такая последовательность деформационных процессов хорошо объясняется растеканием мантийного диапира (астеносферного выступа в мантии), после чего происходит возникновение магматических очагов, вызвавших прогрев и отжиг, и, наконец, деформации в локальном поле напряжений в приочаговых зонах. Растекание диапира охватило, пови-димому, большой интервал глубин, т.к. степень деформаций ультраба-зитов разных фаций глубинности оказалась одинаковой [Геншафт, Ко-пылова, Салтыковский, 1991].

В результате охлаждения недр часто наблюдается распад твердых растворов минералов. Это устанавливается в пироксенах мантийных и коровых включений в кимберлитах и щелочных базальтах, где в виде экссошоционных фаз диагносцируются Sp, Ilm, Gar и Рх -ны другого состава [Геншафт, Салтыковский, 1987; Геохимия глубинного вещества-Земли, 1989; Копылова, Геншафт, 1991; Салтыковский, Геншафт, 1985; У ханов, Рябчиков и др., 1988].

Результаты фракционной кристаллизации будут тем эффективнее, чем меньше глубина формирования магматического очага и чем более значима разница температур магмы и вмещающей среды. Примером широкого развития магматических и кумулятивных серий может служить Исландия, где на бинарных петрохимических диаграммах хорошо проявляется процесс кристаллизационной дифференциации (рис. 6). На диаграмме показано соотношение СаО и SiC>2 в двух сериях пород, одна из которых образовалась в результате накопления кристаллизующихся PI и С1Рх (увеличение содержания СаО при небольших изменениях БЮг), а вторая отражает эволюцию расплава по мере выпадения из него кристаллизующихся минералов.

Рис.6. Содержание 8102 и СаО в магматических породах Исландии I - магматический тренд, II - кумулятивный тренд

Идеи о формировании нижних горизонтов земной коры в складчатых и орогенных структурах под влиянием внутрикоровых процессов частичного плавления и фракционной кристаллизации обсуждались для Малого Кавказа [Геншафт, Юханян, Салтыковский и др. 1985] и для ост-роводужных структур [Conrad, Kay, 1984].

4.2. Глубинность магмогенеза под различными тектоническими

структурами. Механизмы формирования калиевых расплавов

Описанные выше процессы, которые происходят в пределах верхней мантии, приводят к формированию на поверхности. (в условиях земной коры) тектонических структур, типоморфизм которых является наглядным примером, подтверждающим эти выводы. Об этом свидетельствуют результаты изучения двух регионов: 1) БМР с ярко проявленными рифтогенными и предрифтовыми структурами, формирование которых сопровождалось излияниями щелочно-базальтовых магм, в изобилии насыщенных включениями пород и минералов глубинного генезиса (перидотит-лерцолитовые ассоциации) и 2) область Малого Кавказа (Армянское вулканическое нагорье), которая представляет собой активный эпигеосинклинальный ороген с вулканизмом щелочно-известкового типа. Содержащиеся в вулканитах Армянского вулканического нагорья включения и минералы сильно отличаются от того, что отмечалось для БМР - полное отсутствие во включениях минералов и пород верхней мантии, имеющих ультраосновной состав, отсутствуют также гранатовые и высокобарические парагенезисы [Геншафт, Салтыковский, 1984].

В этих регионах, различающихся вь'сокой и относительно слабой тектонической подвижностью, основньм источником тектоно-магма-тической активности являлась, по нашему мнению, разуплотненная "горячая" верхняя мантия, с развитием которой связано зарождение базальтовых магм. Для Байкало-Монголъского региона эти данные приводились в гл.2. Следует отметить лишь, что в условиях слабой рассеянной проницаемости вышележащих толщ, ограничивающих тепломассообмен между земной корой и верхней мантией, земная кора остается "холодной", "пассивной" прежде всего для анатексиса и внутрикоро-вой дифференциации мантийных магм. Это находит отражение в появлении прежде всего набора включений мантийных пород, высокобарических минералов и относительно низких ГО2 в пределах магматических очагов, что мы и наблюдаем в БМР.

Сейсмологические данные для неовулканических областей Кавказа (в том числе, и Малого Кавказа) убедительно свидетельствуют о наличии под этими регионами подкорового слоя аномальной "горячей" мантии [Винник и др., 1978]. Гравиметрические наблюдения указывают на существование здесь высокоплотной мантии [Артемьев, 1971], но это скорее всего относится к веществу мантии на уровне глубин 150 км. Гравиметрические наблюдения не противоречат предположению о наличии

подкорового слоя разуплотненной мантии [Страхов и др., 1982]. Все эти данные свидетельствуют о скоплении в земной коре под М.Кавказом разуплотненных масс (высокие отрицательные значения локальных изостатических аномалий) [Артемьев, 1971; Винник и др., 1978]. В подвижных складчатых структурах (Малый Кавказ), отличающихся высокой проницаемостью земной коры, возможно, в силу высокого тепло-массопереноса, область существования аномальной мантии приближена к подошве земной коры, широко развиваются промежуточные внутри-коровые магматические очаги и явления разноглубинного анатексиса. Среди включений обнаружено только вещество корового субстрата с яркими признаками интрузивного генезиса и реоморфизма.

Таким образом, на примере этих двух регионов, различающихся характером развития тектонической структуры, можно отметить некоторые закономерности проявления мантийного базальтового вулканизма (табл. 1).

Косвенным подтверждением большой роли глубинного тепло-массопереноса при разноглубинном магматизме в этих двух типах структур, контрастных по своей тектонической активности является установленное разноглубинное происхождение магм с повышенным содержанием калия. В БМР эти магмы, повидимому, отвечают наиболее глубоким уровням существования магматических очагов; они приурочены к структурам древней консолидации (области байкальской и каледонской складчатости). На Малом Кавказе андезитовые и андезит-

Таблица 1. Условия и формы проявления базальтового вулканизма в различных тектонических структурах

Вещественные и физиче- Зоны эпиплатформенной Подвижные структуры

ские параметры тектоно-магматической ак- (орогены, активные конти-

тивизации (стадии рифтоге- нентальные окраины)

неза)

Мантия Активная Активная

Скорости упругих волн Ур Пониженные Пониженные

Региональные гравиметри- Отрицательные Положительные

ческие аномалии

Ксенолиты в вулканитах Есть Как правило, нет

Земная кора Пассивная ("холодная") Активная ("горячая")

Скорости упругих волн Ур Нормальные Нормальные, пониженные

Локальные гравиметриче- Нулевые Отрицательные

ские аномалии

Ксенолиты в вулканитах Редко Есть

Мегакристаллы

Клинопироксены Есть Есть

Полевые шпаты " "

Ильменит " Нет

Титаномагнетит Крайне редко Есть

Амфибол " "

Слюда Есть Редко

Гранат (пироп) Нет

Вулканизм Слабо диффернцированный Дифференцированный

базальтовые магмы повышенной калиевостн формировались непосредственно в земной коре по мере накопления калия в коров ом субстрате, из которого позднее выплавлялись магмы этого состава.

Предполагается, что источником преобразования мантийного вещества в твердом и жидком состоянии являлись потоки флюидов-расплавов, которые рассматриваются в качестве "транспортеров" и "аккумуляторов" большой группы некогерентных и породообразующих элементов (Si, Ti, Fe, К и др.). Происхождение такого флюида, вероятно, может быть связано с конвергирующей аномальной мантией, что объясняет модель образования калиевых магм в ходе смешения и ассимиляции выплавляемых в астеносфере Na-K типов базальтовых магм. Проведенное нами экспериментальное изучение плавления монгольского базальта при давлениях более 30 кбар с целью определения условий образования пород и магм, богатых калием, показало, что ниже давлений, определяющих стабильность альбита относительно жадеита, парциальное плавление и фракционирование не приводят к образованию расплавов, насыщенных калием [Геншафт, Салтыковский, Вайнер, 1983; 1984]. Первичные магмы, формирующиеся на глубинах до 100 км, всегда будут относиться к натриевому или натрий-калиевому типам. Появление богатых калием магм обусловлено либо предварительным обогащением первичного твердого субстрата калием (с образованием флогопитоносных ультрабазитов), либо накоплением калия и других, коррелирующих с ним элементов, при взаимодействии первичного Na-K-ro расплава с глубинным флюидом [Wood, 1979; Когарко, 1984].

В заключние можно сделать некоторые выводы.

1. Процессы пластической деформации и метаморфических преобразований пород верхней мантии распространены под различными тектоническими структурами; они сопровождаются метасоматическими изменениями гдубинного вещества и частичным плавлением.

2. Калиевая специализация щелочно-б аз альтовых расплавов обусловлена характером тектонических структур, особенностями эндогенного режима, флюидным режимом. Крайними механизмами генезиса высококалиевых магм может быть глубинность выплавления первичного расплава и взаимодействия высококалиевого флюида с расплавом в земной коре.

Глава 5. Мантийный кристаллический субстрат и состав магматических продуктов

5.1. Мантийные ксенолиты - первичное вещество или рестит?

Одной из важнейших особенностей щелочно-базальтового вулканизма является насыщенность базальтов разнообразными по составу ксенокристаллами и глубинными включениями, среди которых наибольшее распространение имеют ультрабазиты перидотит- лерцолито-вого ряда и слагающие их минералы. Составы последних существенно

отличаются от состава вкрапленников в базальтах, что дает основание относить включения к ксеногенным образованиям и считать их веществом верхней мантии. При изучении ксенолитов возникает один из важнейших вопросов глубинной петрологии - являются ли эти ультраба-зиты фрагментами первичного субстрата верхней мантии, из которого выплавлялись базальтовые магмы, или они являются реститами - твердым веществом верхней маотии, оставшимся после отделения базальтового расплава? В базальтах, приуроченных к различным тектоническим структурам, состав ультраосновных включений и слагающих их минералов различается, что скорее всего обусловлено региональными особенностями общего тектонического развития региона и условиями генезиса базальтовых магм. Примеры таких различий для некоторых районов Центральной Азии приводились нами ранее [Салтыковский, Геншафт, Грачев, 1981].

Петрологическое и геохимическое изучение ультраосновных ксенолитов свидетельствует о том, что их состав может служить индикатором глубинных физико-химических условий магообразования и формирования магматических очагов; кроме того, подтверждается вывод, что мантийный кристаллический субстрат должен отражать состав магматических продуктов. Эти данные были получены при изучении кайнозойских щелочно-базальтовых пород и содержащихся в них ксенолитов из двух районов Монголии-Дариганги и Хангая, а также для юго-восточной части Германии (район Лаузитца); для сравнения был привлечен литературный материал.

В предыдущих разделах мы рассмотрели термические режимы в верхней мантии (на уровне существования хлпинелевых лерцолитов) для Хангая и Дариганги. Существенно то, что петрохимические типы магмы не коррелируют с установленными температурами. Так, если натровым магмам Дариганги при сравнении с калиевыми магмами Хангая отвечает более "холодная" мантия, то с типично натровыми магмами Лаузитца ассоциируют лерцолиты, равновесные при тех же температурах, что и ультрабазиты Хангая. Оценки температур выполнены по двупироксено-вому геотермометру [Кепежинскас, 1979; Геншафт, Салтыковский, Каминский, 1981].

В целом температуры на уровне 45-75 км в районах щелочно-базальтового вулканизма охватывают интервал значений 900-1200°С. Это можно объяснить двумя причинами: либо интервал геотермы в указанном диапазоне глубин, свидетельствует о выносе ксенолитов с разных глубинных уровней-от подошвы земной коры до зоны перехода в гранат-шпинелевую фацию ультрабазитов, либо этот температурный интервал, показывает реальную термическую гетерогенность верхней мантии. Часто температуры равновесия лерцолитов оказываются заведомо ниже ликвидусной температуры базальтовой магмы. В этих случая можно говорить, что ксенолиты ультрабазитов генетически не связаны с магмой, т.е. не являются реститами в зоне выплавления магмы. По на-

шим представлениям, обоснованным во многих работах [Геншафт, Салтыковский, 1979; Геншафт, Борзунов, Салтыковский, 1983 и др.], ксенолиты отражают вещественный состав субстрата на уровне размещения магматических очагов. Равновесный характер минеральных параге-незисов лерцолита в большинстве образцов прямо указывает на общий температурный режим в верхней мантии и на активное энергетически возбужденное ее состояние в районах базальтового вулканизма.

5.2. Региональные особенности состава минераловулътрабазитов и корреляция с петрохимическими характеристиками вмещающих пород

Ксеногенный характер улътрабазитов указывает прежде всего на их генетическую независимость от магматических образований. В связи с обсуждением вопросов, касающихся процессов мантийного метасоматоза и метаморфизма, сопровождающих магмогенез [ВоеМсИег ег а/., 1979; \Vylie, 1980] вполне оправданы попытки найти качественные и количественные геохимические особенности в минералогии включений, коррелирующие с петрохимическим типом базальта. Такие различия были нами установлены при сопоставлении минералов ультраосновных мантийных ксенолитов из щелочных базальтоидов Хангая и Дариганги [Салтыковский, Геншафт, 1985]. Информативными оказались прежде всего составы шпинелей, моноклинного и ромбического пироксенов, а также гранатов. Отмечена повышенная хромистость шпинелей и гранатов из улътрабазитов Дариганги [Кепежинскас, 1979; Салтыковский, Геншафт, 1985; Каминский, Соболев и др., 1981]. Более яркая картина вырисовывается при сопоставлении шпинелей из лерцолитовых включений базальтов Дариганги, Хангая, Прибайкалья (Хамар-Дабан, Бартой) и юго-восточной Германии, район г. Лаузитца [Gensha.fi, Бакукоузку е1 а1, 1985].

По химизму шпинелей лерцолиты относятся в основном к типу глиноземистых шпинелей улътрабазитов (Сагз\уе11, 1980). Исключение составляют лерцолиты Лаузитца, которые попадают в группу хром-шпинелевых лерцолитов, не характерных для щелочных базальтоидов. Установлено, что при переходе к кимберлитовым породам шпинели ультраосновных ксенолитов обогащаются хромом (СапшеИ, 1980). Именно такой тип шпинели установлен для лерцолитов Лаузитца. На диаграмме корреляции содержания АЬОз в ромбическом пироксене и хромистости [100 х Сг/Сг+А1] сосуществующей шпинели фигуративные точки, отражающие составы минералов лерцолитовых включений из базальтов Хангая, Приморья, Прибайкалья, Дариганги и Лаузитца, расположены последовательно вдоль тренда изменения состава минералов из ксенолитов улътрабазитов, ассоциирующих с базальтами и кимберлитами (рис.7). Определены различия в составах минералов из включений в базальтах Рудных Гор и Лаузитца. Оливины наиболее дифференцирован-

я о

О гч

7 2

¡°о ^

о

о

л.

», ~т

20 40 60 . 80 100*Сг/(Сг+А1)

Рис. 7. Соотношение содержаний АЬОз в ортопироксене и хромистости Сг/(Сг+А1)х100 сосуществующей с ним шпинели из лерцолитовых включений в базальтах Хангая (1), Приморья (2), Прибайкалья (3), Дариган-ги (4), Лаузитца (5). Оконтурено поле составов минералов по литературным данным

191

о О

о

0.02

0,04

С1?03,мас.%

Рис. 8. Соотношение содержаний СггОз и форстеритового минала в оливинах из лерцолитовых включений в базальтах. 1-5 см. рис. 7,6- Рудные Горы (Германия)

ных лерцолитов содержат минимальное количество СпОз и РеО (рис. 8). По соотношению железистости [(РсО/М^О] и глиноземистости [АЬОз / СГ2О3] шпинели лерцолитовых включений из базальтов различных вулканических ареалов образуют единый тренд, идентичный приведенному на рис.7 по другим петрохимическим показателям состава минералов лерцолитов. Ранее [Геншафт, Салтыкоеский, 1979] при детальном рассмотрении вариаций состава шпинелей из ксенолитов в базальтах Хангая и Дариганги, была установлена отрицательная корреляция между гли-ноземистостью и железистостыо минерала, что указывало на изоморфизм по схеме: МяАЬОз ^ РеСпОз \Genshaft, ЕаЬукоузку, 1985]. Такой вывод следует, видимо, распространить на все рассмотренные нами вулканические

о о

3

ареалы Центральной Азии и Центральной Европы. Его фундаментальное значение состоит в том, что, судя по данным для Приморья [Приходъко, 1980], такой же тип изоморфизма означает принадлежность лерцолитов к группе метаморфических, а не магматических образований, т.е. другими словами, лерцолитовые включения не являются первичными продуктами магматической эволюции верхней мантии, в ходе которой генерировались базальтовые магмы, выносившие такие ксенолиты на поверхность.

Этот вывод полностью согласуется с субсолидусными (относительно базальтовых ликвидусов) температурами равновесия лерцолитов. Приведенные на рис.7 данные можно интерпре ировать двояко. Либо рост хромистости шпинелей в ряду базальтов Хангай-Дариганга-Лаузитц свидетельствует о переходе к более глубинному типу магматических образований (тренд в ряду базальт-кимберлит), либо с Na-ми базальтами Дариганги-Лаузитца ассоциируют более истощенные шпине-левые лерцолиты верхней мантии. Последний вариант более предпочтительней. При обсуждении диаграммы (рис. 7) Д.Карсвелл [1980] отмечал, что под платформами, где встречаются кимберлиты, вещество верхней мантии относится к более тугоплавкому, остаточному или истощенному типу, хотя и отмечается общая тенденция в уменьшении уровня обеднения базаль-тоидными компонентами с глубиной. Ксенолиты лерцолитов из щелочных базальтоидов в целом близки к слабо дифференцированному веществу верхней мантии. Это устанавливается по их железистости [Салтыкоеский, Ген-шафт, Грачев и др., 1981] и по содержанию и соотношениям СаО, АЬОз, СггОз в ортопироксенах; лерцолиты из базальтов также тяготеют к полю исходных пород верхней мантии [Hervig, Smith et.al, 1980].

Аналогично шпинелям и ортопироксенам закономерно изменяются составы моноклинных пироксенов. Это хорошо видно на диаграмме в координатах AF1 / Al™ - Са. Наиболее бедные кальцием и обогащенные октаэдрическим алюминием составы фиксируются в моноклинных пиро-ксенах Хангая и Прибайкалья; обогащены кальцием и тетраэдрическим А1 лерцолитовые С1Рхиз базальтов Дариганги и Лаузитца. Сопоставление особенностей составов минералов лерцолитов с петрохимией вмещающих базальтов обнаруживает удивительную корреляцию (сопоставлялись генетически не связанные объекты). Так, глиноземис-тость шпинелей прямо коррелирует с К2О в базальте, т.е. высокохромовым шпинелям соответствуют низкокалиевые, типично натровые серии щелочных базальтоидов. Соответственно, калиевым породам Хангая свойственны лерцолитовые включения, моноклинные пироксены которых содержат А1 преимущественно в октаэдрической координации (рис. 9).

Приведенные данные, повидимому, могут свидетельствовать о ти-поморфизме ксенолитов ультрабазитов и слагающих их минералов. Возможно, особенности состава парагенетических минералов из этих включений отражают индивидуальные черты эволюции мантийного (а, возможно, и корового) вещества в процессе геотектонической эволюции

*дО

Na70

0,5

л 0,25

а

Ö о

Хан гай

Л

Прибайкалье_

/ Дариганга

Лаузитц

1

клинопироксены

AI

VI

AI

IV

Рис. 9. Соотношение между калиевостыо базальтов из различных вулканических ареалов и долей алюминия в октаэдрической координации в клинопироксенах из включений шпинелевых лерцолитов

отдельных регионов, где проявился щелочно-базальтовый вулканизм. Такая эволюция приводит к отчетливо выраженной вещественной гетерогенности верхней мантии. Эти результаты прямо указывают на параллельность процессов, изменяющих мантийный субстрат, с одной стороны, и формирующих петрохимический облик расплавов - с другой. Хотя в настоящее время имеется много данных, указывающих на огромный временной разрыв в возрастах ксенолитов и вмещающих их вулканитов [Коваленко, Ярмолюк и др., 1990; Ионов, Ягоуц, 1988 и др.], можно допустить необычайную временную устойчивость геохимической направленности развития процессов в недрах под отдельными структурами. ■ ■

Однако, степень дифференцированное™ ксенолитов из различных регионов Земли оказывается различной. При этом устанавливается корреляция между щелочностью и соотношением K/Na в базальтах со степенью "истощенности" лерцолитов, равновесных на глубинах, меньших, чем глубины образования щелочно-базальтовых магм (на уровне глубин существования Sp-Gar ультрабазитов). "Истощенность" лерцолитов не всегда можно непосредственно связать с характером выплавляемых базальтовых магм. Вероятно, такая корреляция отражает скорее всего не генетические отношения между базальтами и лерцолитовыми включе-

0

ниями (лердолит не является комплементарным реститом по отношению к базальту), а общность вещественной эволюции недр, в ходе которой возникают магмы различного петрохимического типа, а минералы мантии приобретают данные петро-геохимические особенности состава. В работе [Салтыковский, Геншафт, 1985] было показано, что даже в пределах одного вулканического ареала (Дариганга) устанавливается зональное распределение ультраосновных включений, содержащих шпинели разного состава (прежде всего варьирует хромистость). К основным ареалам раннего проявления вулканизма толеитового типа приурочены лерцолиты, в которых шпинели обогащены хромом, тогда как в зонах преимущественного позднего щ ел очно -баз альтов ого вулканизма включения содержат шпинели с пониженным хромом.

Корреляции в содержаниях отдельных элементов во включениях и вмещающих породах хорошо прослежены для кимберлитов. Была установлена скоррелированность в содержаниях "Л и Мп в минералах ксенолитов и кимберлитов из разных кимберлитовых полей Якутии [Илупин и др., 1984]. Позже была показана положительная корреляция между ТС в массивном кимберлите и ТС, Ъх в гранатах из брекчированной породы [Илупин, Гриффин, Каминский, 1999].

Такие закономерности позволяют сделать вывод о том, что химизм щелочно-базальтовых магм в значительной степени должен определяться не только степенью плавления однотипного исходного субстрата (пиролита или 4-х фазового лерцолита), а влиянием каких-то дополнительных глубинных источников вещества. Было высказано предположение, что щелочно-базальтовые магмы образуются в ходе динамического взаимодействия в системе "аномальная мантия-астеносфера-литосфера" [Салтыковский, Геншафт, 1995]. "Аномальная" мантия понималась прежде всего в геофизическом смысле, хотя она обладает и геохимическими аномальными особенностями (латеральная геохимическая зональность).

Изложенные данные показывают, что ксенолиты ультрабазитов являются чуткими индикаторами физико-химических условий образования мантийных магм и состава вмещающей магматические очаги среды.

Глава 6. Глубинные источники магм в связи с эволюцией эндогенных

режимов Исландии

6.1. Особенности геолого-геофизической структуры Исландии

Исландия представляет собой молодую тектоническую структуру, которая расположена в Северной Атлантике между двумя Срединно-атлантическими хребтами - Рейкьянес (на юго-западе) и Колбенсей (на севере) и, так называемыми, северными порогами, хорошо выраженными в морфологии океанического дна - Гренландско-Исландским и Фарер-

ско-Исландским. Земная кора под ними отличается как от океанической, так и от континентальной; ее мощность достигает приблизительно 3040 км. Исландия обладает многими особенностями, характерными для континентов. Это прежде всего относится к геофизической структуре ее глубин - в скоростном разрезе недр острова выделяется, по крайнем мере, четыре слоя, причем, если первые три из них можно сопоставить с аналогичными глубинными горизонтами под континентами, то слой "4" с необычными для мантийного вещества значениями скоростей V? (около 7.2 км/с) вызывает оживленные дискуссии \Palmason, 1971, 1980, 1981 \Flo\enz, 1992; БаетипсЬхоп, 1967; Зверев и др., 1985 и др.]. Вплоть до глубины 60 км скорости продольных волн не достигают нормальных мантийных значений 8.1-8.2 км/с.

Проведенные нами петролого-петрофизические исследования глубинного вещества земной коры Исландии показали большую роль в вещественном составе третьего сейсмического слоя (а возможно, и более глубоких горизонтов земной коры) интрузивных пород-габброидов, ме-таморфизованных в амфиболитовой фации [Геншафт, Салтыкоеский, 1999]. Габброиды характеризуются повышенной железистостыо, а широкое развитие интрузий (в виде даек и массивов) в эродированных структурах на западе и востоке страны, находки полнокристаллических включений в вулканитах третичного и четвертичного возраста (вплоть до современных лав) позволяют обоснованно поддержать гипотезу о преимущественном залегании в третьем слое земной коры интрузивных и метаморфизрванных пород.

Второй особенностью Исландии является состав продуктов вулканизма, который, в отличие от океанического (где развиты лишь базальты) характеризуются широким спектром магматических пород - от базальтов до кислых риолитов и дацитов; доля последних в общем объеме изверженных пород составляет 10-12%. В пределах этой небольшой по площади структуры, выделяются все главные петрохимические серии изверженных пород: толеиты, щелочные базальты, породы известково-щелочной серии т.е. все магматические комплексы, которые обычно приурочены к тектоническим структурам платформенного или складчатого типов. Следует отметить, что породы известково-щелочной серии исключительно редки и хотя петрохимически они относятся по классификации к этой разновидности магматических пород, но никак не связаны с орогенным или островодужным тектоническим режимами, а скорее обусловлены смешением различных по составу расплавов.

Одним из главных элементов геологической структуры Исландии является неовулканическая зона, сложенная самыми молодыми базальтами Исландии Она состоит из двух рифтовых систем-западной и восточной, в обрамлении которых на поверхность выходят породы плиоцен-четвертичного возраста. Самые древние - миоценовые платобазальты обнажаются на северо-западе и на крайнем востоке острова (рис.10).

Рис. 10. Положение неовулканической зоны и разновозрастных вулканических пород в Исландии (цифрами показаны места отбора образцов)

6.2. Глубинная структура Исландии и мантийный плюм

В рамках современных геодинамических построений Исландия рассматривается как типичная область проявления "горячей точки" [Wilson, 1963, 1965] или "мантийного плюма" (диапира) [Morgan, 1971; Schilling, 1973, 1975], который, по сравнению с окружающим его мантийным веществом, обладает повышенными температурами, пониженными Vp, аномалиями в гравитационном поле, геохимическими аномалиями и т.д. [Schilling, 1973, 1975, 1983; Sun et al., 1975; Cohran, Talvani, 1978; Tryggvason et al, 1983; Elliot et al., 1991; Hards et al, 1995; White et al, 1995; Lawver, 1994; Clift, 1997; Taylor et al, 1997; Thirlwall, 1997; Wolfe et al, 1997; Shen et al, 1998; и многие другие]. В пользу мантийного плюма свидетельствует высокое гипсометрическое положение Исландии относительно окружающих ее океанических структур, толстая кора, геохимические аномалии в поведении некоторых элементов по латерали и др. Сейсмические данные и их интерпретация, проведенная К.Триггвасоном

[Tryggvason et al, 1983], позволили установить под рифтовой зоной в интервале глубин 0-75 км затухание продольных сейсмических волн, а под Восточной Исландией на глубинах 75-125 км фиксируется сравнительно узкая низкоскоростная зона, причем на больших глубинах эта аномалия становится шире и достигает глубины 375 км. Низкоскоростная структура, имеющая форму колонны, выявляется и под Центральной Исландией на глубинах 175 км по данным сейсмической томографии [Hards et al, 1995; Taylor et al., 1997; Wolfe at ai, 1997; Shen et al, 1998]. Сейсмические данные позволили предположить, что плюм зарождается в нижней мантии [Hofmann, 1997] и благодаря повышенной температуре, переходная зона от верхней мантии к нижней в области плюма утоняется на 20 км [Shen et al, 1998].

Оцененная скорость подъема мантийного вещества, составляющая от 10 см до первых метров в год, должна вывести на поверхность на порядок больший объем пород, чем предсказано, исходя из мощности земной коры и объема магматических пород. Избыток вещества плюма растекается в стороны, особенно вдоль хребта Рейкьянес [Vogt, 1974; Vogt et al., 1981]. Спутниковые гравиметрические данные подтверждают наличие в нижней мантии, так называемой, исландской V-образной аномалии, протягивающейся от острова вдоль хребта Рейкьянес на 700 км. В обзоре [Rögnvaldsson et al, 1996] приведены различные данные, подтверждающие наличие плюма под Исландией. Многие исследователи полагают, что эффект плюмовой тектоники в плиоцен-четвертичное время был более сильным, чем влияние спрединга. Во всяком случае, инструментальные данные и анализ сейсмичности показывают, что вертикальные смещения превосходят горизонтальные во многих районах, а напряжения сжатия зачастую определяются там, где следовало бы ожидать горизонтального растяжения.

Геохимические аномалии, обусловленные (как считает большинство петрологов и геохимиков) подъемом мантийного плюма выражаются прежде всего в изотопии и элементном составе некогерентных элементов в исландских толеитах: повышенные содержания 87Sr/86Sr, La/Sm, пониженные величины 143Nd/144Nd при сравнении этих базальтов с толе-итами близлежащих океанических хребтов. Отмечается обогащение вулканитов литофильными элементами с большими радиусами ионов (LIL-elements) - Rb, La, Sm, Ti, Nb, Zr, a также радиогенными Pb, Th, U. Такие данные были получены вначале ддя п-ова Рейкьянес [Schilling, 1973], а затем И ддя других ареалов острова [Hart et al, 1973; О Nions, Gronvold, 1973; Sun, Jahn, 1975; Oskarsson et aï. ', 1985; Mertz et al., 1991; Hards et al, 1995; Menke, Sparks, 1995; Sahers, 1996 и др.]. Эти данные позволили высказать гипотезу о химической и изотопной неоднородности мантийных источников под'Исландией и признать существование здесь не только геофизической; Но и геохимической аномалии [Hart, et al., 1973; Schilling, 1973; Wood, 1978; Oskarsson et al., 1985]. Изотопные исследования по свинцу полностью согласуются с этими выводами [Sun, Jahn, 1975; Sun et

al., 1975; Thirlwall, 1997]. Аналогичные геохимические неоднородности, обусловленные существованием мантийного плюма, были описаны Дж.Шиллингом во многих районах - в области сочленения п-ова Афар, трога Красноморского рифта и Аденского залива ("triple junction"), в районе пересечения Срединно-Атлантического хребта с Азорской платформой и т.п. Особенности в неравномерном распределении LREE, а также изотопов стронция и неодима Дж.Шиллинг объяснял наличием плюма и смещением двух первичных магм, одна из которых образовывалась при частичном плавлении ДМ (деплетированная мантия) в зоне спрединга Срединно-Атлантического хребта, а вторая - при парциальном плавлении вещества ЕМ (обогащенная мантия), которое располагалась на значительно больших глубинах [Schilling, 1973, 1975, 1983]. Недавно такая точка зрения была подтверждена Тэйлором [Taylor et al., 1997; Thirlwall, 1997].

6.3. Изотопно-геохимические индикаторы глубинных источников магм

под Исландией

Известно, что величины изотопных отношений некоторых некогерентных элементов -Sr, Nd, Sm, La, Pb, U, Th и др. имеют большое значение при исследовании физико-химических процессов и определении магматических источников (резервуаров) под вулканическими ареалами. Поэтому мы проанализировали доступные нам данные по изотопии и геохимии вулканических пород Исландии с тем, чтобы приблизиться к решению вопроса о глубинных источниках магм и их пространственно-временной эволюции [Салтыковский, Титаева, Геншафт, 1998]. В пределах Исландии рассматривались данные для самых древних (неогеновых) базальтов, преимущественно с северо-западного п-ва (Брейдадалхейди), юго-восточной и восточной зон острова (Айстюрхорн, Веспорхорн, Герпир, Тингмули и др.), а также для молодых (четвертичных) базальтов, слагающих неовулканическую зону. Именно в этих районах локализованы самые активные вулканические ареалы - Гекла, Крабла, Снай-федльснес, Аскья, Лаки, Элдгьяу и др. В обработку включались данные по элементному составу Pb, Tli, U, Sr, Nd, LREE (в ppm), а также величины ИЗОТОПНЫХ отношений 208pb/204Pt>, 207РЬ/204РЬ, Ж>РЬ/204РЬ, 238U/»MPb, 232Th /232Th, 87Sr/SäSr, ,44Nd/l43Nd. Анализ изотопных и геохимических трассеров позволяет определить, насколько велико было влияние плюма на состав поднимающегося расплава и на его изменение в ходе последующего продвижения к поверхности. Большой интерес представляла проблема пространственной неоднородности в изотопии вулканитов по латерали.

В качестве оригинального метода исследования глубинных источников вулканических пород была использована изотопная систематика параметров Кть=(ТЬ/и)ть и Крь(ТЬ/Ц)рь, а также построенная на их основе бинарная диаграмма Кть-Крь (рис.11). Эта методика была раз-

IV

га

з

то

I

Ш' ггл 2

СЕЗ з

о

з

Рис. 11. Соотношение параметров Кть и Крь для вулканитов Исландии четвертичного (1) и неогенового (2) возраста; 3 - породы, для которых, определен только один параметр. I - обедненный резервуар, II - обогащенный резервуар, III - метасоматизированная мантия

работана Н.А.Титаевой [Титаева, 1994, 1998] и использовалась в нашей совместной работе [Саптыковский, Титаева, Геншафт, 1998].

Систематика позволяет выделить два главных глобальных резервуара магматических пород - обогащенный и обедненный (деплети-рованный и недеплетированный), которые являются комплементарными по отношению к первичной (примитивной), предположительно гомогенной мантии. Обогащенный резервуар характеризуется наиболее высокими значениями отношения ТЪ/и (и, соответственно, параметрами Крь и Кть на фоне повышенных концентраций всех литофильных элементов, в том числе, РЬ, 1ЛЕЕ, ТЬ, V, ЯЬ, К). На диаграмме (рис. 11) молодые четвертичные базальты неовулканической зоны Исландии размещаются в первом квадранте, который соответствует обедненному резервуару. Сюда относятся вулканически районы Лаки, Элдгьяу, Снай-федльснес, Гекла, частично п-ов Рейкьянес. Составы вулканитов этих районов лежат в пределах поля базальтов МОЛВ. Наиболее древние (неогеновые) базальты восточной, юго-восточной (Вестюрхорн, Айстторхорн, Тингмули и др.) и северо-западной Исландии, а также ареал близ оз. Миватн приурочены ко второму квадранту-обогащенному резервуару, претерпевшему, по мнению Н.А.Титаевой, последующие изменения.

Аналогичная ситуация прослеживается на известной диаграмме 143^(1/144^с1 - 875г/865г (рис. 12). Большинство точек образует тренд, близкий к "главной океанической последовательности". В верхней левой части диаграммы (минимальные значения радиогенного 878г) в области базальтов МОЯВ располагаются точки базальтов подводных хребтов Колбенсей и Рейкьянес. Вулканиты последнего приближаются по рас-

0,5133 - хр. Колбенсей

Аскья

• 1

О 2

▲ 3

0,5129

люм

1У1 |

0,7036

0,7028

0,7032

Рис. 12. Отношения изотопов 8г и N<1 для вулканитов Исландии

1 - породы неогена, 2 - молодые базальты хребтов Колбенсей и Рейкьянес, 3 - средний состав вещества плюма \Mertz г( а!., 1991]

сматриваемому соотношению к веществу плюма и базальтам неовулканической зоны. Далее следуют базальты неовулканической зоны. Можно полагать, что расплав, являвшийся исходным для базальтов Рейкьянеса, испытывал смешение с веществом поднимавшегося плюма [Мет ег а1, 1991], что впоследствии сказалось на изотопном составе выплавок. Неогеновые вулканиты юго-востока и востока острова располагаются особняком, в правой части диаграммы, выше тренда. Они обогащены ШК<3 в несколько большей степени, чем радиогенным 878г. Не останавливаясь далее на приводимых бинарных диаграммах, в которых использованы данные по различным изотопным соотношениям свинца, стронция, неодима, отметим, что принципиально картина не менятся - четвертичные и неогеновые базальты четко различимы практически на всех диаграммах, что может свидетельствовать о разных магматических источниках дня этих двух разновозрастных магматических серий.

Проведенный в работе факторный анализ вулканитов Исландии показал, что главный вклад в изменчивость состава вулканических пород вносят изотопные соотношения и, ТЪ, N<1, Бг, для которых, относительно других параметров, использованных в работе, сравнительно велика дисперсия.

6.4. Эволюция источников базальтового вулканизма под Исландией

Рассмотрение некоторых изотопных систематик в базальтах Исландии, приведенное в предыдущем разделе, позволило выделить три главных магматических источника, которые могут объяснить" особенности вещественного состава исландских базальтов:

1) обогащенный источник верхней мантии, характерный для неогенового этапа развития Исландии;

2) источник, близкий к базальтам MORB;

3) вещество плюма, которое оказывало сильное воздействие на состав мантийного источника базальтов неовулканических зон, формировавшихся на заключительном этапе геологической истории Исландии.

В. Харде [Hards et al., 1995] предложил рассматривать два возможных варианта объяснения гетерогенности источников исландского магматизма и появления геохимической аномалии, о которой мы упоминали в предыдущих разделах. Первый - это вероятное смешение вещества плюма с веществом верхней мантии (источником базальтов MORB). Второй вариант, когда само вещество плюма может быть неоднородно как по составу, так и по содержанию некогерентных и радиогенных элементов; и, наконец, возможен вариант, представляющий комбинацию из названных выше случаев.

Более 20 лет назад было показано, что вулканиты, изливавшиеся вдоль хребта Рейкьянес, связаны с магмой, источником которой является вещество, возникшее в результате смешения источника MORB и вещества плюма [Schilling, 1973; Sun et al., 1975; Schilling et al., 1983]. Эта же модель была предложена и для объяснения геохимических вариаций в составе плейстоцен-четвертичных вулканитов Исландии [Schilling, 1973; Langmuir et al, 1978; Elliot et al., 1991]. Состав базальтов неовулканической зоны близок к предполагаемому составу вещества мантийного плюма [Mertz et al, 1991]. Схема предполагаемого размещения магматических источников под Исландией приведена на рис. 13. Выводы Дж. Шиллинга и С. Сана [Schilling, 1973; Sun et al., 1975] относительно влияния плюма на особенности вещественного состава базальтов хр. Рейкьянес подтверждаются не только геохимическими, но и изотопными данными, которые мы приводили в разделе 6.3. На всех бинарных диаграммах составы базальтов хр. Рейкьянес занимают промежуточное положение между вулканитами неовулканической зоны и базальтами MORB.

Роль смешения отдельных мантийных резервуаров для Исландии подчеркивалась неоднократно [Hemond at al, 1993; Elliot et al., 1991; Zindler et al., 1979; Sun et al, 1975; Hards et al., 1995]. В базальтах выявлена связь между относительно высокими значениями стронциевого и не-одимового отношения в обогащенном некогерентными элементами источнике (который часто рассматривается в качестве вещества плюма) с деплетйров энной мантией, которая обеднена некогерентными элемента-

хр. Рейкьянес Исландия хр. Колбенсей Область смешения базальтов МОЯВ-ОШ Уровень

моря, м

1000 2000

Нижняя граница литосферы

<Зона плавления

Поток вещества плюма к

Рис. 13. Схема предполагаемого размещения магматических источников в мантии под Исландией и прилегающих к ней хребтов Колбенсей и Рейкьянес

1 - вулканиты типа MORB, 2 - предполагаемое вещество плюма, OIB - базальты океанических островов, в том числе Исландии

ми и представляет собой источник N-MORB. Вдоль хребта Рейкьянес, в сторону "сухопутной" Исландии происходит возрастание содержания многих элементов, в том числе К, Nb, Zr, Sr, что свидетельствует, по-видимому о более интенсивном смешении вещества плюма и вещества деплетированной мантии [Scilling, 1973; Sun étal, 1975; Taylor et al., 1995].

Изотопия свинцов в базальтах Исландии свидетельствует о широких колебаниях в их содержании, а плотность расположения точек на диаграммах подтверждает двухкомпонентное смешение в магматическом источнике. Было показано [Thirlwall, 1995, 1997], что составы свинцов из исландских базальтов не соответствуют ни одному из известных изотопных составов в базальтах N-MORB и поэтому было высказано предположение, что изотопы свинца и базальты N-MORB имеют автономные источники. Такой вывод следует из работы Ч.Хардарсона с коллегами [Hardarson et al, 1997]. Эти данные подтверждают предположение, что часть плюма деплетирована и существенно отличается от мантийного источника базальтов N-MORB [Thirlwall, 1995].

Недавно были получены новые данные по содержанию Nb, Y и Zr в базальтах неовулканических зон и неогеновых базальтов северозападной и юго-восточной Исландии, подтверждающие различия, которые существуют между деплетированной частью плюма и источником базальтов N-MORB [Fitton et al, 1997]. На логарифмической диаграмме Nb/Y - Zr/Y точки, соответствующие составам неогеновых базальтов, базальтов неовулканических зон и базальтов MORB, расположены компактно, причем все три поля не пересекаются друг с другом. Очевидно,

что два изолированных поля для двух возрастных групп исландских вулканитов отражают принципиальные различия, существующие между отдельными мантийными источниками [Fitton et dl., 1997].

В разделе 6.3 было показано, что практически на всех использованных диаграммах неогеновые базальты Исландии образуют совершенно обособленное поле точек, базальты в котором по геохимическим и изотопным параметрам образуют самостоятельную группу. Использование независимых систематик Ктъ - Крь показало, что наиболее древние (в основном миоценовые) базальты юго-восточной и северо-западной частей Исландии были связаны с недеплетир о ванным источником, который скорее всего располагался в литосфере, соответствующей континентальным условиям [Салтыковский и др., 1998]. Такое предположение подтверждается и при линейном дискриминантном анализе габброидов Исландии [Шолпо, Геншафт, 1996]. Этот анализ показал, что на ранних этапах магматической истории острова (в интервале от 12 до 5 млн. лет) могли существовать магматические режимы "складчатых поясов", "траппов" и "океанический", которые проявлялись в условиях повышенной проницаемости земной коры, способствующих подъему к поверхности магматических расплавов. Решающее значение в этих случаях имела глубина образования магматических пород и наличие флюидной фазы в базальтовом расплаве.

Изотопные данные, анализ бинарных диаграмм и диаграммы Крь-Кти свидетельствует о том, что последний этап магматической истории Исландии (плиоцен-четвертичное время) был обусловлен совершенно иными эндогенными условиями. Режим магматизма изменился, что, по нашему мнению, было обусловлено перестройкой глубинной структуры, когда условия магмообразования, ближе всего напоминающие континентальные, сменились океаническими. Это проявилось в изменении изотопного состава лав, связанного с влиянием поднимающегося плюма и растеканием его фронтальной части в субгоризонтальном направлении. Можно предположить, что возникновение неовулканических риф-то в ых зон являлось, с одной стороны, проявлением процесса раздвигания земной коры Исландии (одной из причин которого мог быть поднимающийся плюм - диапир), а с другой, это был качественно новый этап эволюции, когда принципиально менялись физико-химические условия магмообразования под островом.

Изотопный анализ четвертичных базальтов из аеовулканических зон, проведенный в работе, показал, что магматический источник (резервуар) на позднем этапе геологической истории Исландии располагался в истощенной океанической литосфере. Результаты работы и выводы, к которым мы пришли относительно взаимодействия мантийного плюма с деплетированньш мантийным источником MORB, согласуется с результатами, полученными в одной из последних работ Р. Тэйлора с коллегами [Taylor et al., 1997]. На этом этапе изменился и характер интрузивного магматизма, который приобрел черты, свойственные

"офиолитовому" режиму [Геншафт, Салтыковский, 1999]. Возможно, это было обусловлено более глубоким расположением магматических источников и последующей дифференциацией расплава в промежуточных очагах. В структурном плане это было связано с формированием неовулканической рифтовой зоны.

Можно полагать, что эволюция магматического процесса в Исландии была связана с изменением эндогенных магматических режимов (физико-химических условий магмообразования) от близкого к континентальному к режиму океаническому.

В заключение этого раздела изложим основные выводы.

Проведенный анализ изотопных и геохимических параметров базальтов Исландии показал, что, начиная с миоцена и вплоть до современного этапа, происходит эволюция глубинных магматических режимов от близкого к континентальному, к типично океаническому.

Выявлены пространственно-временные тренды изотопных и геохимических параметров в мантийных источниках.

По изотопным данным выделяется 3 источника магмообразования: обогащенный источник верхней мантии, характерный для континентальных структур (неогеновый этап); источник М(ЖВ, который в чистом виде под Исландией отсутствует; вещество поднимающегося плюма, оказывающее воздействие на состав мантийного источника базальтов неовулканических зон и прилегающих к Исландии срединно-океанических хребтов. Степень воздействия (ассимиляции) этого вещества неоднородна как по латерали, так и во времени, что сказывается на различиях в геохимии и изотопии вулканических пород различных регионов Исландии.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Проведенный анализ кайнозойского базальтового вулканизма свидетельствует о неоднородном строении и развитии тектоносферы в областях его проявления.

В пределах Байкало-Монгольского региона условия выплавления базальтовых магм были связаны с динамическими процессами в верхней мантии, которые привели к возникновению диапироподобных выступов в астеносфере. Временная синхроннность изменения характера тектонического развития Восточной и Западной Монголии, однотипность эволюции вулканизма в различных вулканических ареалах Центральной Азии, несомненная мантийная природа базальтовьп магм, минералогическое и геохимическое сходство глубинных включений также свидетельствует в пользу единой по своей природе энергетической активности подлитосферной верхней мантии в магматогенных структурах.

Все своеобразие тектоно-магматической эволюции Байкало-Монгольского региона определяется динамическими факторами триады

"конвектирующая мантия - астеносфера - литосфера". Такая точка зрения привела автора к выводу об определяющем влиянии эндогенных источников на геодинамику любой активной структуры Земли.

Для Центральной и Юго-Восточной Монголии в целок тектонический режим был определен как предрифтовый [Салтыковский, Грачев, Геншафт, 1981; Грачев, Девяткин, 1997]. Об этом свидетельствует и развитие магматогенных структур по типу рифтообразования, приуроченность неотектонического этапа вулканизма к грабенам, обладающим многими чертами континентальных рифтов (Прихубсугулье.Тарятская и Орхонская впадины и т.д.). К вулканическим ареалам типа Дариганги относится Витимское плоскогорье, Кенийское плато, расположенное за пределами морфологически выраженной рифтовой зоны, а также сводовые структуры Центрального Французского и Богемского массивов, плато Тибести, Дарфур, Ахаггар (в Африке) и т.д.

Преобладающим типом вулканизма для этих структур являлся то-леитовый, часто ассоциирующийся с щелочно-базальтовым. В последовательности развития такого неоднородного по составу изверженных пород вулканизма и особенностях его проявления (площадь, объем вынесенного на поверхность материала, время и т.д.) можно видеть эволюцию в динамике мантии, появление разноглубинных источников магм и их взаимодействие.

Исследования ультраосновных ксенолитов показывают, что устанавливаются "скоррелированные" особенности составов включений и вмещающих пород, которые прямо свидетельствуют о вещественной гетерогенности верхней мантии при однотипном ее минеральном составе. Это подтверждает представление о наличии "истощенных" и "неистощенных" областей мантии (и, возможно, глубинных зон земной коры). Гетерогенность вещественного состава субстрата усиливается процессами мантийного метасоматоза и метаморфизма, приводящих к образованию разнообразной группы перидотитов, пироксенитов, эклогитов, содержащих в переменном количестве амфиболы, слюды, ильмениты, апатит и другие минералы - концентраторы щелочных и редких элементов.

В работе делается вывод, что метасоматоз мантии обусловлен привносом вещества из ее глубинных горизонтов, где развивается "аномальная" мантия, а сам метасоматоз происходит под воздействием формирующихся и обособляющихся мантийных магм. Неравномерный метасоматоз и прямой массоперенос в верхней мантии способствует развитию мантийных вещественных неоднородностей и приводит к регенерации истощенного субстрата. Происходит восстановление (регенерация) вещества верхней мантии и насыщение ее основными базальтоид-ными компонентами - РеО, MgO, ТЮг и щелочами. Такой процесс приводит к ремобилизации деплетированной верхней мантии, и она вновь может быть преобразована в недеплетированную, по крайней мере, на уровне содержаний петрогенных элементов. Если такой механизм имеет место, то на фоне поступательной эволюции верхней мантии в сторону

ее истощения можно допустить цикличность процесса, приводящего к регенерации состава субстрата и, вероятно, всей тектоносферы.

Характер динамики верхней мантии, базальтовый вулканизм и неоднородности глубинного строения позволяют высказать предположение о многообразии механизмов магмообразования в различных структурах земной коры. Для океанов, например, была выявлена временная ритмичность в развитии магматизма [.Рундквист, Ряховстй и др., 1998].

При энергичном силовом взаимодействии разноглубинных масс (или различных магматических источниках) происходит плавление истощенного субстрата верхнего слоя мантии при декомпрессии в глубоко проникающих разломных зонах или при подъеме и изгибе кровли астеносферы (декомпрессии при чисто термальном подъеме вверх "горячего" субстрата верхней мантии).

Свидетельством того, что мощное проявление магматической активности может иметь и другой источник является формирование и эволюция Исландии, современная динамика которой определяется воздействием "горячего" мантийного плюма, обоснованного многочисленными данными геохимии, геофизики и сейсмической томографии. Физическая сущность Исландского плюма, ставшего, наряду с Гавайским, классическим примером мантийных плюмов вообще, подобна модели мантийного диапиризма, т.е. подъема к поверхности горячего разуплотненного вещества мантии. Растекание его фронтальной (головной) части в

ПРОЦЕССЫ В ВЕРХНЕЙ МАНТИИ

Рис. 14. Схема взаимодействия различных процессов, приводящих к эволюции вещества верхней мантии, в том числе к его плавлению

астеносфере оказывало сильное геохимическое воздействие на состав магм по всей площади Северной Атлантики на расстояния в тысячи км . Изотопные Бг-Ж-РЬ систематики исландских базальтов позволили установить магматические источники (резервуары), приуроченные к различным районам острова, а выделяемая на основании петро-геохимических данных эволюция глубинных режимов магмогенеза от свойственных континентальным структурам к океаническим заставляет с осторожностью рассматривать Исландию в качестве типичной океанической структуры.

Можно утверждать, что в эволюции тектоносферы Земли принимают участие самые разнообразные процессы, причем базальтовый вулканизм в этом ряду играет решающую роль. Нет сомнения в том, что магматизм определяется термическими режимами и в тоже самое время он сам определяет термический (эндогенный) режим, являясь мощным теплоносителем - магма привносит в верхнюю мантию и нижние горизонты земной коры тепло, флюиды, энергию и оказывает динамическое воздействие (изменение объемов, напряжений и т.п.) на вышележащие толщи земной коры. Генерализованная схема взаимодействия различных процессов, приводящих к эволюции вещества верхней мантии, в том числе его плавлению, приведена на рис. 14.

Таким образом, изложенный выше материал позволяет обоснованно говорить о тех защищаемых положениях, которые были приведены в начале работы.

СПИСОК ПУБЛИКАЦИЙ ПО ТЕМЕ ДИССЕРТАЦИИ Монографии

1. Некоторые черты континентального вулканизма (на примере юго-западного Забайкалья). М.: Наука, 1967. 162 с.

2. Позднепалеозойский-мезозойский вулканизм Северной Монголии -Западного Забайкалья. М.: Наука. 1977. 220 с. (Соавтор Дж. Оролмаа).

3. Мантия и вулканизм юго-востока МНР. М.: Изд. Вост. лит-ры, 1984 (соавтор Ю.С.Геншафт). 203 с.

4. Геохимия глубинного вещества Земли. М.: ИФЗ АН СССР, 1989. 240 с. (Коллектив авторов).

5. Геодинамика кайнозойского вулканизма юго-восточной Монголии. М.: Наука , 1985 .135 с. (Соавтор Ю.С.Геншафт).

6. Каталог глубинных пород и минералов в базальтах Монголии. М.: Наука, 1990. 77с. (Соавтор Ю.С.Геншафт):

7. Исландия - глубинное строение, эволюция и интрузивный магматизм. М.: "Геос", 1999. 362 с. (Соавтор Ю.С.Геншафт).

Статьи

8. О некоторых петрохимических особенностях щелочных оливиновых базальтов континентов и океанов // Сов. геология. 1963. N 10. С.3-11.

9. О некоторых петрохимических особенностях среднеюрских эффузи-вов юго-западного Забайкалья // БМОИП. 1964. Т.ХХХЩ6), с.96-111. (Соавт. А.И.Киселев).

10. О возможном исходном среднем составе магмы в юго-западном Забайкалье // Изв.АН СССР, сер.геол. 1966. N12. С.53-59.

11. Схема мезозойского вулканизма Западно-Забайкальского вулканического пояса // БМОИП. 1967. T.XLII(6). С.76- 84. (Соавт.

A.И.Киселев).

12. Новые данные о соотношении калия и рубидия в некоторых континентальных базальтах//Докл. АН СССР. 1968. Т.180, N5. С.1228-1230.

13. Плавление пород известково-щелочной серии при высоких Р-Т при РНгО менее Рнагр (пикрит, 01 базальт, толеит, андезито-базальт) // Докл. АН СССР. 1969. Т.186, N 3. С.690-693. (Соавторы Ю.С.Геншафт, Ю.М.Шейнманн, Ю.Н.Рябинин).

14. Новые данные о нижнемеловых трахибазальтах Удино-Витимского междуречья (Западное Забайкалье) II Докл. АН СССР. 1970. Т.191. N5. С.1116-1119. (Соавт. А.И.Киселев).

15. О верхнепалеозойских вулканических породах Предхентейского прогиба (МНР) // БМОИП, 1970. T.XL. С.57-67. (Соавт.В.В. Кепе-жинскас, А.А.Моссаковский).

16. Особенности эволюции силикатного вещества в зависимости от состава, давления и температуры (по да лным эксперимента при высоких Р и Т) И Вулканизм и глубины Земли. 1971. С. 126- 131. (Соавт. Ю.С.Геншафт, В.В.Наседкин).

17. О некоторых особенностях базальтового вулканизма Витимского плоскогорья II БМОИП. 1971. T.XL(2). С.119-125. (Соавторы

B.И.Багин, С.Ю.Бродская, Г.Н.Петрова, Д.М.Печерский).

18. Некоторые особенности мезозойского вулканизма северо-восточной Монголии (междуречье р.р.Керулен-Онон) II Докл. АН СССР. 1971. Т.197., N2. С.407-410. (Соавт. В.Благонравов).

19. Certain distinctives of basaltic volcanism on the Vitim plateau // Int. Geol. Rev. 1971. V.14. P.225-229. (Co-auth. V.Bagin, S.Brodskaja, G.Petrova, D.Pechersky).

20. Экспериментальные исследования глубинного магмообразования II БМОИП. 1971. T.XI (4). С.31-38. (Соавт. Ю.С.Геншафт).

21. Некоторые результаты термомагнитных исследований кайнозойских базальтов Центральной Монголии II Ассоциации вулканических пород МНР, их состав, стратиграфическое положение. М.: Наука, 1973. С.47-53. (Соавт. В.И.Багин, Е.В.Девяткин).

22. Структурно-магматическая зональность и металлогения западной части Тихоокеанского пояса // Геотектоника. 1973. N5. С.3-21. (Соавт. Л.П. Зоненшайн, М.И.Кузьмин, В.И.Коваленко, Л.Натапов и др.)

23. Об условиях генерации щелочных базальтовых магм района плато Дариганга (по экспериментальным данным) // Ассоциации вулканогенных пород МНР, их состав, стратиграфическое положение. М.: Наука, 1973. С.53-57. (Соавт.Ю.С.Геншафт).

24. Триасовые вулканогенные и молассовые обазования Орхонской впадины в Центральной Монголии (стратиграфия, петрографический состав и петрохимические особенности) // Ассоциации вулкано- генных пород МНР, их состав, стратиграфическое положение. М.: Наука, 1973. С.71-91. (Соавт. А.А.Моссаковский, О.Томуртогоо).

25. О проявлениях субвулканического магматизма на северо-востоке МНР // Ассоциации вулканогенных пород МНР, их состав и стратиграфическое положение. М.-. Наука, 1973. С.57-71. (Соавт. Дж. Оролмаа).

26. О латеральной зональности мезозойского вулканизма некоторых районов Восточной Азии // Эволюция вулканизма в истории Земли. М.: АН СССР, 1974, С.190-197.

27. Общая тектоно-магматическая зональность Монголо-Охотского пояса и место в ней мезозойских гранитоидов // Мезозойская и кайнозойская тектоника и магматизм Монголии. М.: Наука, 1975. Вып. 11. С. 197-201 (Соавт. Л.П.Зоненшайн, В.И.Коваленко и др.)

28. Некоторые новые данные о базальтах хребта Ихэ-Богдо (Южная Монголия)// Докл. АН СССР. 1975. Т.220, N2. С.437-440. (Соавтор Дж.Оролмаа).

29. Структурно-магматическая и металлогеническая зональность Восточной окраины Азии и ее интерпретация с позиций новой глобальной тектоники И Закономерности размещения полезных ископаемых. М.: Наука, 1.975. Т.Х1, С.334-344. (Соавторы Л.П.Зоненшайн, М.И.Кузьмин и др.).

30. Mezozoic structural-magmatic pattern and metallogeny of the western part of the Pacific belt. // Benchmark Papers in Geology. Canada, 1976. (Соавт. Л.П.Зоненшайн, М.И.Кузьмин и др.)

31. Верхнепалеозойские отложения и магматизм Хан-Богдинского района Южной Монголии // БМОИП, отд.геол. 1976. ILI (4). С.85-104. (Соавт. М.В. Дуранте, Л.П.Зоненшайн и др.)

32. Петрохимический анализ вулканогенных образований Северной Монголии и Западного Забайкалья И Геология и геофизика. 1977. N3. С.3-12. (Соавтор Л.Н. Дуденко).

33. Mezozoic structural-magmatic pattern and metallogeny of the western part, of the Pacific belt // Earth and Planetary Sei. Lett. 1977. V.22., N1. P.96-109 (Co-auth. L.Zonenshain, M.Kuzmin et al.)

34. Сопоставление глубинных включений в щелочных базальтах МНР и ГДР // Исследования глубинных минералов. М: ИФЗ АН СССР, 1977. С.133-143.

35. Пиропсодержащие включения в базальтах Монголии // Исследования глубинных минералов. М.: ИФЗ АН СССР, 1977. С.143-151. (Соавт. Дорохова Г.И.)

36. Корреляция новейшей тектоно-магматической активизации территории МНР с мантийной компонентой гравитационного поля // Докл. АН СССР. 1978. Т.241, N6. С.1303-1306. (Соавт. М.Е.Артемьев, Ю.С.Геншафт)

37. Построение региональных физико-химических моделей глубинных процессов и строения земной коры и верхней мантии // Изв. АН СССР. Физика Земли. 1978. N9. С.91-109. (Соавторы Ю.С.Геншафт,

B.А.Ермаков).

38. Строение глубинных зон и базальтовый вулканизм Монголии // Геотектоника. 1978. N5. С.105-115. (Соавторы Н.С.Зайцев, Ю.С.Геншафт).

39. Проблемы глубинного строения Монголии // Геология и магматизм Монголии. М.: Наука, 1979. С.183-194. (Соавтор Ю.С.Геншафт).

40. Эволюция вещественного состава глубин Земли в процессе геотектонического развития (по данным изучения глубинных ксенолитов) // Некоторые актуальные проблемы геол. и руд. складч. поясов. Ташкент: САИГИМС, 1980. С.3-14. (Соавт. Ю.С.Геншафт).

41. Некоторые закономерности пространственного рапределения пет-рогенных элементов в базальтах Байкало-Монгольского региона // Особенности внутриконтинентального базитового магматизма. М.,

1980. С.3-80. (Соавт. А.Ф.Грачев, Ю.С.Геншафт).

42. Гранатовые включения в базальтах Монголии - индикаторы состава и состояния глубоких горизонтов верхней мантии II Особенности внутриконтинентального базитового вулканизма М.: ИФЗ АН СССР, 1980.

C.6. (Соавт. Ю.С.Геншафт, Ф.В.Каминский, С.Сандомирская).

43. Мегакристаллы ильменита в кайнозойских базальтах Монголии // Докл. АН СССР. 1980. Т.254, N4. С.982-985 (Соавт. Ю.С.Геншафт, Т.Намсрай, Д.М.Дашевская).

44. Разработка комплексной модели глубинного строения и магм.развития БМР в кайнозое // Изв АН СССР. Физика Земли.

1981. N9. С.93-95. (Соавт. Ю.С.Геншафт, А.Ф.Грачев).

45. Геодинамика БМР в кайнозое II Комплексные исследования развития БМР в кайнозое. М.: ИФЗ АН СССР, 1981. С.5-87. (Соавт. А.Ф.Грачев, Ю.С.Геншафт).

46. Зависимость упругих характеристик щеллочных базальтоидов субвулканической фации при высоких Р от степени их раскристаллиза-ции // Publ.of the Technical Univ. for heavy Industry, ser.A, Mining., V.36, fasc.1-2, 1981. Hungary, miskols; P.39-43. (Соавт. М.П.Воларович, Ю.С.Геншафт, Г.Н.Ефимова).

47. Включения гранат-шпинелевых лерцолитов в кайнозойских базаль-тоидах Монголии // Докл. АН СССР. 1981. Т.260, N6. С.1461-1465. (Соавт. Ю.С.Геншафт, Д.М.Дашевская).

48. Петрология и петрохимия кайнозойских базальтов и глубинных включений БМР в кайнозое. М.: ИФЗ АН СССР, 1981. С.5-86. (Соавт. Ю.С.Геншафт, А.Ф.Грачев, М.И. Розинов и др.)

49. Построение кайнозойских геотерм по минеральным термометрам // Геотермометры и палеотемпературные градиенты. М.: Наука, 1981. С.24-30. (Соавт. Ю.С.Геншафт, Ф.В.Каминский).

50. Плотность и объемные измерения при высоких Р-Т ксенолитов в кайнозойских базальтах Монголии // Геофиз. журн. 1983. Т.У, N6. С.39-45. (Соавт. Ю.С.Геншафт, М.Н.Таранец и др.)

51. Кайнозойский вулканизм // Континентальный вулканизм Монголии. М.: Наука, 1983. СЛ 70-179. (Соавт. Ю.С.Геншафт).

52. Кристаллизация эклогитового парагенезиса минералов при давлениях 35-50 кбар // Докл. АН СССР. 1983. Т.273, N6. С. 1453-1455. (Соавт. Ю.С.Геншафт, Д.И.Вайнер).

53. Особенности химического состава минералов гранули-тов,эклогитов, ультрбазитов из метаморфич.комплексов юга ГДР // Состав и свойства... М.: Наука, 1983. С.7-40. (Соавт. Ю.С.Геншафт, Х.Фольштадт).

54. Образование мантийных калиевых магм (по данным эксперимента) // Докл. АН СССР. 1984. Т.275, N2. С.429- 431. (Соавт. Ю.С.Геншафт, Д.И.Вайнер).

55. Оптико-спектроскопическое изучение гранатов глубинных параге-незисов // Изв. АН СССР, сер .геол. 1988. N7. С.47-58. (Соавт. С.С.Мацюки др.)

56. Калиевые базальтоиды в кайнозое Монголии // Вулканология и сейсмология. 1984. N5. С.60-73 (Соавт. М.М.Аракелянц и др.)

57. Особенности проявления базальтоидного вулканизма во внутри-континентальных тектонических структурах // Докл. АН СССР. 1984. Т.275, N 3. С.688-691. (Соавт. Ю.С.Геншафт).

58. Об особенностях эндогенного режима Армянского вулканического нагорья в кайнозое Н Геотектоника^ 1985. N2. С.67-75. (Соавт. Ю.С.Геншафт, А.Вегуни и др.)

59. Новые данные о кайнозойском базальтовом вулканизме Средне-Гобийской зоны Монголии // Докл. АН СССР. 1985. Т.281, N4. С.911-917. (Соавт. Ю.С.Геншафт).

60. О соотношении субщелочного и щелочного базальтового вулканизма в кайнозое Монголии // Докл. АН СССР. 1985. Т.282, N1. С. 154158. (Соавт. Ю.С.Геншафт).

61. О кимберлитовом типе включений в щелочных базальтах Дариган-ги // Докл. АН СССР. Т.282, N5. С.1200-1205. (Соавт. Ю.С.Геншафт).

62. Температурные признаки эволюции рифтового режима континентов // Докл. АН СССР. 1985. Т.283, N5. С.1256- 259. (Соавт. Ю.С.Геншафт).

63. Индикаторная роль ультра основных включений в познании глубинных условий базальтового магмообразования // Океанический магматизм... М.: Наука, 1986. С.51-64. (Соавт. Ю.С.Геншафт, В.Крамер, В.Зайферт).

64. Объяснительная записка к картам Национального Атласа МНР. а) карта кайнозойского вулканизма и б) карта глубинного строения МНР. 1987 (Соавт.Ю.С.Геншафт).

65. Geophysical fields of Kz intercontinental Volcanisr. and Petrological Models of the Earth's Ctust and Upper Mantle (Mongolia) // Zeitschr. fur Gepol.Wiss. 1985. Bd.13, Hf.4. P.463-473. (Co-auth. Genshaft).

66. Spinel Lherzolite-Xenoliths in Tertiary basalts of Lauzitz (DDR) and problems of the Mantle magmatism H Zeit. fur Geol. Wiss. 1985. Bd.13, Hf.5. P.647-659. (Co-auth. J.Genshaft, W.Kramer, W.Seifert).

67. Щелочнобазальтовый вулканизм и неоднородности континентальной тектоносферы // Неоднородность тектоносферы и развитие земнойкоры. М: Недра, 1986. С.139-156. (Соавт. Ю.С.Геншафт).

68. Глубинные включения в кайнозойских базальтоидах Болгарии II Докл. АН СССР. 1986. Т.291, N6. С.1462-1267. (Соавт. Ю.С.Геншафт).

69. Экспериментальное моделирование эклогитообразования в верхней мантии // Неоднородность тектоносферы и развитие земной коры. М.: Недра, 1986. С.170-188. (Соавт. Д.И.Вайнер, Ю.С.Геншафт).

70. Петрогенетическая информативность экспериментально определенных ликвидусныхтемператур магм, пород// Изв. РАН СССР. Физика Земли. 1987. N1. С.92-94. (Соавт. Ю.С.Геншафт, М.М.Саттаров).

71. О первой находке мегакристаллов корунда в кайнозойских базальтах Монголии II Докл. АН СССР. Т.292, N5. 1987. С.1239-1241. (Соавт. Ю.С.Геншафт).

72. Ксенолиты и верхняя мантия Монголии // Ксенолиты и строение литосферы. М.: Наука, 1987. С.108-116.

73. Ультрабазиты верхней мантии магматически активных структур Земли // Исследования выоскобарических минералов. М: ИФЗ АН СССР, 1987. С.3-24. (Соавт. Ю.С.Геншафт, Х.Будзинский и др.).

74. Физико-химическая динамика верхней мантии и образование ще-лочнобазальтовых магм // Строение и эволюция тектоносферы. М.: ИФЗ АН СССР, 1987. С. 151-170. (Соавт. Ю.С.Геншафт).

75. Минералы габброидных включений из базальтовых лав Исландии II Докл. АН СССР. 1988. Т.ЗОО, N1. С.190-194. (Соавт. Ю.С.Геншафт, А.А.Краснов и др.)

76. Новые данные об абсолютных возрастах кайнозойских базальтов Монголии // Докл. АН СССР. Т.ЗОО, N1. 1988. С.166-168. (Соавт. Л.И.Агеева, Ю.С. Геншафт).

77. Континентальный вулканизм, ксенолиты и тектоника литосферных плит // Геодниамич. исследования. 1988. N13. С.94-105. (Соавт. Ю.С.Геншафт).

78. Особенности состава третичных базальтов й их глубинных включений из Тюрингии и Саксонии (ГДР) // Свойства и состояние мин. вещества в недрах Земли. М.: Наука, 1989. С.8-35. (Соавт. Ю.С.Геншафт, Б.Будзинский и др.)

79. Физические характеристики мегакристаллов-фаз высокого давления // Свойства и состояние минерального вещества в недрах Земли. М.: Наука, 1989. С.35-50. (Соавт. С А. Милютин, Ю.С.Геншафт й др.)

80. Continental volcanism, xenoliths and "plate tectonics" // Critical aspects of the Plate Tectonics Theory. Theophrastus Publ. P.2'67-280. Greece, 1989.(Co-auth. Ju. Genshaft).

81. Новые данные о составе и возрасте кайнозойских вулканитов Монголии II Докл. АН СССР. 1990. Т.311, N2. С.420-424. (Соавт. Ю.С.Геншафт, Г.В.Клименко и др.)

82. Гранат-шпинелевые породы в кайнозойских базальтах Монголии // Докл. АН СССР. 1990. Т.312; N2. C.459-464. (Соавт. М.Г.Копылова, Ю.С.Геншафт).

83. О глубинном строении Монголии // Эволюция геол. процессов и металлогения МНР. М.: Наука, 1990. С.177-182. (Соавт. Ю.С.Геншафт).

84. Геохимические особенности глубинных пород земной коры Исландии // Докл. АН СССР. 1991. Т.316, N1. С.212-217. (Соавт. : А.В.Шолпо, Г.Ч.Вйтоженц, Ю.С.Геншафт).

85. Минеральные парагенезисы постмагматически измененных глубинных пород Исландии /I Минер, журн. 1991. Т.13, N5. С.12-22. (Соавт. А.В.Шолпо, Ю.С.Геншафт, и др.)

86. Глубинное вещество и тепловой режим недр Монголии // Глубинное строение территории СССР. М.: Наука, 1991. (Соавт. Ю.С.Геншафт, М.Г.Копылова).

87. Petrology of Ng basanites and included ultramafic xenoliths of the Moesian platform, north Bulgaria // Jhar. Miner. Abch. 164, no.2/3.

1992. P.l 13-137. (Co-auth. P.Marchev, Y.Yanev, J.Genshaft).

88. О составе 3-го слоя земной коры Исландии // Изв. РАН. Физика Земли. 1992. N10. С.42-57. (Соавт. А.А.Бдоян, Ю.С.Геншафт и др.).

89. Physical characteristics of megacrystals of high pressure phases // J. Geodynamics, V.15, N 3/4. P.169-184, 1992. (Co-auth. C.A.Milutin, et. al.)

90. Минералогические и петрохимические особенности глубинных пород Исландии и вопросы их генезиса // Вулканология и сейсмология.

1993. N1. С.36-54. (Соавт. А.В.Шолпо, Ю.С.Геншафт и др.)

91. Электрические характеристики ксенолитов и интрузивных пород Исландии при высоких температурах // Изв. РАН. Физика Земли. 1993. N12. С.67-73. (Соавт. Б.А.Хасаев, А.В.Шолпо и др.).

92. Петромагнитное изучение пород фундамнта Воронежского кристаллического массива // Изв. РАН. Физика Земли. 1997. N9. С.38-75. (Соавт. Ю.Геншафт, А.Лыков и др.)

93. Изотопия, геохимия базальтов Исландии и мантийный плюм // Вулканология, сейсмология. 1998. N3. С.25-40 (Соавт. Н.А.Титаева, Ю.С.Геншафт).

94. Исландия - ключ к познанию недр Земли // Вести. РФФИ. 1998. N2. С.39-43. (Соавт. Ю.С.Геншафт).

Тезисы докладов и статьи в популярных журналах

95. Совещание вулканологов страны // Природа. 1969. N10.

96. Земля под прессом // Земля и Вселенная. N6. С.21-24. (Соавтор Ю.С.Геншафт).

97. Влияние аморфной фазы на электрические свойства горных пород при высоких Т и Р на их упругие свойства // ГЕОХИ, М., 1970. (Соавтор Э.И.Пархоменко).

98. О некоторых особенностях базальтового вулканизма Витимского плоскогорья // Магнетизм горных пород и палеомагнетизм. М., 1970. С.45-47. (Соавт. В.И.Багин, С.Ю.Бродская, Г.Н.Петрова и др.)

99. Некоторые особенности проявления позднепалеозойского-раннемезозойского вулканизма Монголии) // Мат. науч. конф. 1970. Улан-Батор, АН МНР. (Соавт. В.В.Кепежинскас).

100. Вулканы Монголии // Земля и Вселенная. 1972. N4. С.66-67.

101. О латеральной зональности мезозойского вулканизма некоторых районов Восточной Азии // Эволюция вулканизма в истории Земли. 1973.

102. Структурно-магматическая зональность и металлогения Монголо-Охотского пояса и всей западной части Тихоокеанского кольца // Ежегодник Сиб. ГЕОХИ. Иркутск, 1973. С.103-108. (Соавт. Л.П.Зоненшайн, М.И.Кузьмин, В.И.Коваленко и др.)

103. Тайны верхней мантии Земли. М.: Знание, 1973. 40с.

104. Новые данные по магматизму междуречья Джиды и Селенги (МНР) П 11 Петрограф, совещ. Иркутск, 1974. (Соавт. П.В.Коваль и др.).

105. Магматизм Джиданского района МНР // Ежегодник ГЕОХИ СО АН СССР. 1974. С.36-40. (Соавторы П.В.Коваль, В.И.Смирнов, Цэден).

106. Ольге составления палеовулканической карты Сеяшгино-Вигимского вулканического пояса (Север МНР и Западное Забайкалье) // Методы палео-вупканических реконструкций, вулканизм докембрия: Материалы 11 Все-союз. палеовулк. симпозиума. Петрозаводск, 1975.

107. Хронология извержений (о книге Влодавца) // Земля и Вселенная. 1974. N5. С.75-76.

108. Вулканизм ранних стадий Земли // 1975. N6. С.46-48. (Соавт.Ю.С.Геншафт).

109. IV Всесоюзное вулканологическое совещание // N3. Петропавловск-Камчатский, 1975. С.77-80.

110. Возможные пути генерации андезитовых магм островных дуг II БМОИП. 1975. Т.ЦЗ). С.46. (Соавторы Ю.Геншафт, Е.Рудич, Т.Соловьева).

111. Некоторые особенности формирования внутриконтинентальных вулканических поясов // Мат. Всесоюз. симпозиума "Глубинное строение, магматизм, металлогения Тихоок. вулкан, поясов". Владивосток, 1976.

112. Палеовулканология позднего палеозоя-мезозоя Северной Монголии - Западного Забайкалья // Основные проблемы геологии Монголии. М.: Наука, 1977. С.70-76.

113. Палеовулканизм как метод реконструкции глубинного строения и процессов в коре и верхней мантии (на примере Монголии и Камчатки) // Мат. IV палеовулк. сов. Хабаровск, 1978.

114. Механические деформации и термическая устойчивость глубинных минералов в природных условиях // Физ. свойства горных пород при высоких термодин. параметрах. Баку, 1978. С.117-118 (Соавт. Геншафт).

115. Пространственные закономерности изменения состава кайнозойских базальтоидов юго-западного Прибайкалья и Центральной Монголии И Мат. Симпозиума по геохимии магм, пород. М., 1979. С.57-58. (Соавт. А.Ф.Грачев, Ю.С.Геншафт).

116. Общие закономерности пространственного распределения петро-генных компонентов в кайнозойских щелелочных базальтах БМР // Тез. 5-го Всес. вулканолог, совещ. Тбилиси, 1980. С. 162-163. (Соавт. Геншафт, Грачев).

117. Вулканы и жизнь // Земля и Вселенная. 1980. N2.

118. Минералогические критерии физ-хим. условий формирования базальтовых магм И Мат. V Всес. вулкан, совещ. Тбилиси, 1980. С.77-78. (Соавт. Ю.С.Геншафт).

119. Магнитные свойства ксенолитов пород из молодых лав Камчатки и Монголии // Мат. II Всес. съезда "Пост, геомагнит, поле, магнетизм горных пород". 1981, Тбилиси. (Соавт. Д.М.Печерский и др.)

120. Плотность и сжимаемость глубинных пород и минералов из вулканических пород БМР при Р-Т параметрах земной коры // Физ. свойства гор. пород при выс. Р-Т для задач сейсмичности. Ташкент: Фан, 1981. (Соавт. Ю.С.Геншафт, В.А.Борзунов и др.)

[21. Мегакристовые ассоциации в щелочных базальтах Центральной Азии // Материалы Федоровской сессии ВМО АН СССР. Ленинград, 1982. С.7.

122. Состав и структурное состояние мегакристаллов K-Na-полевых шпатов из щелочных кайнозойских базальтоидов Монголии II Физ-хим. исследования продуктов глубинного магматизма. М., 1982. С. 117-142.

123. Deep inclusions in continental basalts as indicators for the structure and conditions of magma formation in the upper mantle // intern. Union of Geology and Geophys (JUGG). XVIII Gen. Assembley, Hamburg, FRG, 1983. (Co-auth. H.Vollstadt, Y.Genshaft).

124. Северо-Монгольский вуланический пояс. Пермский вулканизм // Континентальный вулканизм Монголии. М.: Наука, 1983. С.140-158. (Соавт. А.Т.Матреницкий, Дж.Оролмаа).

125. Структуры превращения мегакристаллов пироксена из базальтов // Межд. геол. ^конгресс: Тез. докл. М., 1984. С.22-24. (Соавт. Ю.Г'еншафт, Й.Бауч).

126. Некоторые проблемы и глубинные условия щелочно-базальтоидаого магматизма // Мат. X семинара в ГЕОХИ. М., 1984.

127. Петрогенетическая информативность экспериментально определенных ликвидусных температур магм, пород // Мат. VII Всес. со-вещ. "Физические свойства горных пород". Ереван, 1985. (Соавт. Ю.Геншафт).

128. Взаимоотношение между толеитовым и щелочнобазальтовым вулканизмом в пределах Монголии // XI Геох. семинар в ГЕОХИ. М., 1985. (Соавт. Ю.Геншафт).

129. Щелочнобазальтовый вулканизм как индикатор неоднородности континент, тасхоносферы// Пегрогр. совсщ. Новосибирск, 1986. Т. 1.

130. Роль мантийного эклогитообразования в генезисе щелочных магм //VI Всес. вулк. совещ.: Тез. докл. Петроп.-Камч., 1985. С.171-172. (Соавт. Ю.Геншафт, Д.Вайнер).

131. Ксенолиты, мегакристаллы, лавы-проблемы геохимической и генетической корреляции // VI Вулк. совещ.: Тез докл. 1985. Вып.2. С.169-170. (Соавт. Ю.Геншафт, С.Милютин).

132. Послеплатформенный эндогенный режим БМР и глубинное вещество тектоносферы // III чтения памяти Одинцова: Тез. докл. Иркутск, 1986. С.84-85. (Соавт. Ю.Геншафт).

133. Пространственно-временные особенности кайнозойского вулканизма БМР // .Совещ. "Внутриконт. горные обл.: геол. и гёофиз. аспекты": Тез. докл. Иркутск, 1987. С.135-136. (Соавт. Ю.Геншафт).

134. Composition of the layer three of the Icelandic Earth' crust // VII Meeting of the Eur. Union of Geosciences. Strasburg, TERRA, 1993. V.5. P.425-426. (Co-auth. Y.Genshaft, A.Bdojan, et al.)

135. The types of magmatic rocks of the Earth's crust of Iceland // Gen. Assembl. IAVCEI. Canberra, 1993. P.39 (Co-auth. Y.Genshaft, A.Sholpo).

136. Composition of the layer 3 of the Icelandic Earth's crust // Terra Abstr. EUG,1993, Abstr. Suppl. N1 the TERRA NOVA, v.5, 1993. (Co-auth. Y.Genshaft, A.Bdojan, et al.)

137. К вопросу о генезисе глубинных пород Исландии // Чтения памяти И.Ф.Трусовой: Тез. докл. М.: МГРИ, 1994.

138. Построение петролого-петрофнзической модели земной коры Исландии на основе интерпретации региональных геофизических полей // Междунар. конф.: Тез. докл. Воронеж, 1996, С.61-63. (Соавт. Ю.С.Геншафт, А.В.Шолпо).

139. Изотопия базальтов Исландии и мантийный плюм // Конференция "Проблемы петрологии": Тез. докл. М., 1997. С.49-50.

140. Эволюция термического режима литосферы при континентальном рифтогенезе // Международное совещание по EUR.OPR.OBE. Москва, 1997. (Соавт. Ю.С.Геншафт).

141. Модель глубинной структуры Исландии по петролого-геофизическим данным // II Междунар. совещ. "Физико-химические и петрофизические исследования в науках о Земле". М., 1999.

142. Физико-химические условия формирования щелочных базальтои-дов в различных геодинамических обстановках И II Междунар. совещание "Физико-химические и петрофизические исследования в науках о Земле". М., 1999. = -