Таблица. Концентрации U, Th и изотопные отношения ²³⁸U-серии и ²³²Th в вулканических породах позднего плейстоцена и голоцена Саян и Хангая

Table. U, Th concentrations, and isotopic ratios of ²³⁸U-series and ²³²Th in volcanic rocks of the Late Pleistocene and Holocene Sayan and Hangay Mountains

Примечание: Определения возраста K–Ar-методом выполнялись без введения поправок, связанных с искажениями концентраций Ar–40 наличием избыточного аргона или эффекта фракционирования масс. Координатную привязку, положение исследованных образцов в геологических разрезах и сведения об изотопных датировках см. в работах (Курганьков, 2002; Рассказов и др., 2012а).

Породы вулканов, извергавшихся в последние 50 тыс. лет

В изохронных координатах (²³⁰Th/²³²Th) – (²³⁸U/²³²Th) фигуративные точки пород разновозрастных вулканов изученных территорий смещены выше линии (²³⁰Th/²³⁸U) = 1.0, что свидетельствует о неравновесности радионуклидов серии ²³⁸U с избытком радиогенного тория. По линейным системам точек вулканических пород разных вулканов сделаны оценки возраста по изохронной модели с определением начальных отношений (²³⁰Th₀/²³²Th).

В Саянах, на Восточно-Тувинском поле, датировались породы вулкана Улуг-Арга. Шлаковый конус этого вулкана расположен в ледниковом каре, поэтому первоначально его возраст считался голоценовым (Гросвальд, 1965). Впоследствии А.Ф. Грачёвым и Д.В. Лопатиным при полевых работах было отмечено перекрытие вулканических пород мореной, что могло свидетельствовать о позднеплейстоценовом возрасте вулкана. Это предположение подтвердилось K–Ar-датировкой 48 ± 20 тыс. лет (Ярмолюк и др., 1999).

С активностью вулкана Улуг-Арга связаны излияния лавовых потоков, протягивающихся от постройки в южном направлении. Образцы TV–94–10 – TV–94–12 отобраны из лавовых прослоев непосредственно на вулканическом конусе (Курганьков, 2002). В трёх образцах вулкана определены интервалы (²³⁰Th/²³²Th) = 1.13–1.16 и (²³⁸U/²³²Th) = 1.04–1.13. Линия регрессии точек в изохронных координатах (²³⁰Th/²³²Th) – (²³⁸U/²³²Th) дала наклон, соответствующий возрасту 51 +10/–20 тыс. лет при (²³⁰Th₀/²³²Th) = ~1.19 (рис. 2).

Верхняя (61 тыс. лет) и нижняя (31 тыс. лет) границы оценки возраста определены при исследовании устойчивости решения, в ходе которого рассчитывались конечные характеристики изохрон, в зависимости от фиксированной ширины интегрирования аналитических сигналов (6–9 каналов), полученных на первом (распространенные изотопы ²³²Th, ²³⁸U) и втором (малораспространенные изотопы) этапах измерения концентратов. Исследование устойчивости решения, таким образом, включала 4² = 16 вариантов расчёта (6–6, 6–7, 6–8, 6–9, 7–6, …, 9–9 комбинации данных по ширине интегрирования аналитических сигналов).

Позднеплейстоценовая U–Th-оценка возраста постройки Улуг-Арга согласуется с геологическими наблюдениями и K–Ar-датировкой 48 ± 20 тыс. лет лавового потока вулкана. В предголоценовом базальте долины р. Жом-Болок (ZHB) измерено (²³⁰Th/²³²Th) = 1.15. Смещение изотопного состава тория за 10–15 тыс. лет было несущественным, поэтому измеренное отношение принимается как соответствующее начальному.

Рис. 2. Распределение точек вулканических пород последних ~50 тыс. лет Саян и Хангая в изохронных координатах (²³⁰Th/²³²Th) – (²³⁸U/²³²Th). Породы разделены на разновозрастные группы.

Fig. 2. Distribution of data points for volcanic rocks from the last ~50 Ka in the Sayan and Hangay mountains in isochron coordinates (²³⁰Th/²³²Th) – (²³⁸U/²³²Th). The rocks are divided into groups of different ages.

Для самого молодого вулкана Хангая (Хорго) в японской лаборатории была получена K–Ar-датировка 140 ± 20 тыс. лет (Enkhtuvshin, 1995). Более поздние измерения во французской лаборатории дали приблизительную оценку возраста порядка 5 тыс. лет (Schlupp, 1996). С учетом радиоуглеродной датировки донных отложений оз. Тэрхийн-Цаган-Нур, перекрывающих лавы (Девяткин, 2004), и общих корреляций голоценовых извержений Азии сделан вывод о наиболее вероятном времени извержений вулкана Хорго ~9 тыс. лет назад или несколько раньше (Чувашова и др., 2007). Вулканы Однобокий, Лиственничный и Сосновый прежде не датировались. Для базальтов Верхне-Орхонской впадины опубликована K–Ar-датировка 0.22 ± 0.3 млн лет (Ярмолюк и др., 2008). Судя по хорошей морфологической сохранности поверхности потоков, лавы этой впадины могут быть, однако, моложе и относиться к позднему плейстоцену.

По U–Th-систематике вулканических пород Тарятской впадины среди образцов вулканов субширотной линии (Однобокий, Лиственничный и Сосновый) различаются группы, обозначенные на рис. 2 как группы T1 и Т2. В изохронных координатах (²³⁰Th/²³²Th) – (²³⁸U/²³²Th) фигуративные точки первой группы расположены компактно с узким интервалом измеренных (²³⁸U/²³²Th) (0.80 и 0.81), соответствующих Th/U = ~4. Вторая группа рассредоточена вдоль линии с наклоном ~52 тыс. лет при среднем значении (²³⁰Th₀/²³²Th) = 1.12. По результатам устойчивости решения определены предельные значения изохронного возраста в интервале 38–62 тыс. лет и значения (²³⁰Th₀/²³²Th) в интервале 1.09–1.15. Отсутствие в породах группы T1 вариаций по абсциссе не дает возможности изохронного датирования. Распространение пород группы T2 на вулканах вместе с породами группы Т1 позволяет считать породы этих групп одновозрастными и относить среднее начальное ториевое отношение пород группы T1 (1.06) ко времени извержения 52 тыс. лет назад. По интерпретации данных в U–Th-изотопной системе, породы субширотной линии вулканов Тарятской впадины характеризуют единый позднеплейстоценовый вулканический эпизод, представленный группами со средними значениями (²³⁰Th₀/²³²Th), отличающимися между собой на 0.06 (см. рис. 2).

Породы вулкана Хорго извергались в Тарятской впадине в конце плейстоцена – раннем голоцене. За время после извержений вулкана снижение (²³⁰Th₀/²³²Th) было несущественным. Ториевые изотопные отношения пород этого вулкана также обнаруживают явный разброс значений, меняющихся от 0.96 (группа H1) до 1.0 (группа H2). Группа трёх точек вулкана Хорго имеет промежуточные значения (²³⁰Th/²³²Th) с пониженными значениями (²³⁸U/²³²Th) и попадает в поле точек группы Т1 позднеплейстоценовых вулканов субширотной линии (Однобокий, Лиственничный и Сосновый). Эта группа базальтов вулкана Хорго, обозначенная на рис. 2 как группа H0, может отражать состав источника пород группы T1, значение (²³⁰Th₀/²³²Th) которого с 52 до 9 тыс. лет назад снизилось от 1.12 до 0.97. Извержения этого вулкана пространственно связаны с извержениями лав предшествующего позднеплейстоценового вулканического эпизода Тарятской впадины около 52 тыс. лет назад, поэтому можно предположить, что голоценовые (предголоценовые) расплавы частично извергались из мантийного источника, сохранившего позднеплейстоценовые изотопные характеристики. Группы H1 и H2 характеризуют новое содержание голоценовой эволюции выплавок в источнике с контрастными значениями (²³⁰Th₀/²³²Th), составляющими в этих группах, соответственно, 0.96 и 1.0.

Подобно образцам разновозрастных вулканов Тарятской впадины, образцы вулканов Верхне-Орхонской впадины разделяются на две группы (обозначенные как группы O1 и О2). Точки изохронных координат аппроксимируются линиями регрессии, соответственно, с наклонами 38 и 35 тыс. лет при (²³⁰Th₀/²³²Th) = 0.97 и 1.03. Таким образом, вулканические породы Верхне-Орхонской впадины относятся к единой возрастной генерации 38–35 тыс. лет, разделяющейся на две группы с контрастными значениями (²³⁰Th₀/²³²Th). U–Th датировка 38–35 тыс. лет соответствует позднеплейстоценовой оценке возраста по морфологической сохранности поверхности лавовых потоков. Опубликованная K–Ar-датировка 220 тыс. лет (Ярмолюк и др., 2008), по-видимому, завышена из-за присутствия избыточного аргона-40.

Породы вулканов, извергавшихся 400–350 тыс. лет назад

В Центральной Монголии для фонотефритов вулкана Шаварын-Царам Тарят-Чулутынского поля опубликована K–Ar-датировка 0.4 ± 0.1 млн лет (Кононова и др., 1988). Близкий интервал K–Ar-датировок (0.54–0.44 млн лет) получен для фонотефритовых лав, стекол и мегакристаллов санидинов этого вулкана (Высоцкий и др., 2011). В последней работе определен возрастной спектр датировок минералов из глубинных включений от 15.5 до 0.44 млн лет, свидетельствующий о многократном предшествующем застревании и кристаллизации магматических расплавов под вулканом в литосферной части мантии и нижней коре. Имеется также ссылка на датировку пород вулкана Шаварын-Царам 0.42 млн лет, полученную по санидину методом ⁴⁰Ar/³⁹Ar (Кривоносова и др., 2005).

Из приведённых результатов датирования пород в K–Ar-изотопной системе следует вывод о заключительных процессах на вулкане, отразившихся в извержениях около 0.4 млн лет назад. Следовательно, в породах вулкана содержится информация об U–Th-изотопной системе расплавов эпизода ~0.4 млн лет назад и, возможно, предшествующих эпизодов. Если в лавах, кристаллизовавшихся в это время, (²³⁰Th₀/²³²Th) было низким, то с приближением к циклическому равновесию в наши дни это отношение в пределах погрешности измерений должно приблизиться к 1. Для целей датирования метод будет неэффективным. Если же (²³⁰Th₀/²³²Th) было высоким, метод может дать удовлетворительную датировку. Изначально, важно определить, равновесны или неравновесны породы этого вулкана в U–Th-изотопной системе.

Два образца, отобранные для измерений (группа ST), дали почти одинаковые значения (²³⁸U/²³²Th) (0.80 и 0.81). С минимальной оценкой возраста 0.4 млн лет один из образцов (МN–644–05), близкий к вековому равновесию, дал (²³⁰Th₀/²³²Th) = 4.3, другой (МN–642–05) обнаружил явное неравновесие при (²³⁰Th₀/²³²Th) = 6.0. Очевидно, что (²³⁰Th₀/²³²Th) в породах постройки Шаварын-Царам было высоким и существенно варьировало. Точки двух образцов не могут относиться к одной изохроне. Благодаря высоким (²³⁰Th₀/²³²Th) имеется возможность оценки времени извержений вулкана U–Th-методом при представительном опробовании вулканических пород, если будут выделены изохронные серии точек.

В Саянах наиболее близок по возрасту к вулкану Шаварын-Царам гиалокластитовый конус вулкана Саган. По основной массе пород этого вулкана получены сопоставимые K–Ar-датировки 330 ± 40 тыс. лет и 350 ± 40 тыс. лет в двух лабораториях (Рассказов и др., 2000а, 2000б; Сугоракова и др., 2003). Для U–Th-изотопной систематики анализировалось 3 образца массивных пород из тел, прорывающих конус: два из них (ТV–98–252, ТV–98–253) отобраны из даек, один (ТV–98–251) – из изометричного некка (Рассказов и др., 2007). Точки образцов из даек заметно смещены выше линии равных отношений (²³⁰Th/²³²Th) и (²³⁸U/²³²Th), а точка образца из некка находится ниже этой линии. Снижение (²³⁰Th/²³²Th) с повышением (²³⁸U/²³²Th) свидетельствует о гетерогенности U–Th-изотопной системы, не дающей изохронных соотношений точек. Для оценки максимального значения (²³⁰Th₀/²³²Th) принимается состав с максимальным значением (²³⁰Th/²³²Th) и минимальным – (²³⁸U/²³²Th). На приблизительный возраст 340 тыс. лет для образца ТV–98–252 рассчитывается верхний предел (²³⁰Th₀/²³²Th) = ~1.92.

Породы полихронных вулканов Восточно-Тувинского поля

На Восточно-Тувинском поле исследовались образцы вулканов центрального сектора (Шивит-Тайга, Соруг-Чушку-Узю) и юго-восточного сектора (Кок-Хемский, Плоский и Приозерный).

Вулкан Шивит-Тайга – гигантская постройка, насаженная на пьедестал лавового плато, сложенная туфами, гиалокластитами и массивными базальтами и осложнённая маарами. Этот вулкан соединяется с другой гигантской постройкой Соруг-Чушку-Узю, сложенной подобными по составу породами. Диаметр общей вулканической постройки составляет около 20 км. Для пород пьедестала получены K–Ar-датировки в интервале 1.2–1.0 млн лет, а для пород постройки Шивит-Тайга – датировки в интервале 0.4–0.11 млн лет. Постройка Соруг-Чушку-Узю охарактеризована K–Ar-датировками в интервале от 1.42 ± 0.15 млн лет до 60 ± 40 тыс. лет.

В юго-восточном секторе поля вулканы имеют меньшие размеры, не превышающие в поперечнике первые км. Калий–аргоновым методом получены датировки: 150 ± 50 тыс. лет (Кок-Хемский), интервал от 820 ± 100 тыс. лет до 225 ± 50 тыс. лет (Плоский) и 75 ± 40 тыс. лет (Приозёрный) (Рассказов и др., 2007; Сугоракова и др., 2003). Предполагалось также, что постройка вулкана Приозёрный венчается голоценовым шлаковым конусом (Курганьков, 2002), а по нарушенному спектру ступенчатого отжига образца (метод ⁴⁰Ar/³⁹Ar) оценка возраста составила 510 ± 450 тыс. лет (Рассказов и др., 2007).

Для построек Шивит-Тайга и Соруг-Чушку-Узю в измерения радионуклидов U и Th вовлечено, соответственно, семь и шесть образцов. Четыре образца постройки Шивит-Тайга (группа SH: TV–94–20, TV–94–21, TV–94–24, TV–94–26), распределяются вдоль линии с наклоном ~115 тыс. лет при (²³⁰Th₀/²³²Th) = 1.34. Оценка возраста U–Th-методом группы SH согласуется с наиболее молодыми K–Ar-датировками пород постройки Шивит-Тайга 110–130 тыс. лет. Три других образца этого вулкана располагаются ниже изохронной линии. Один из них (TV–94–25) имеет состав нуклидов U и Th, соответствующий вековому равновесию (т.е. (²³⁰Th/²³⁸U) образца равно ~1).

Три образца, представляющие нижнюю, среднюю и верхнюю части 150-метровой лавовой толщи постройки Соруг-Чушку-Узю (группа SCH: TV–98–285, TV–98–287 и TV–98–292), в изохронных координатах располагаются вдоль линии, субпараллельной изохронной линии группы SH постройки Шивит-Тайга, обнаруживая более низкое (²³⁰Th₀/²³²Th). По результатам устойчивости решения средний изохронный возраст ~112 тыс. лет лежит в интервале 121–102 тыс. лет, а среднее значение (²³⁰Th₀/²³²Th) = 1.17 находится в интервале 1.14–1.20. Три других образца постройки не попадают на эту изохронную линию.

Поскольку постройки Шивит-Тайга и Соруг-Чушку-Узю морфологически представляли собой единый вулкан, можно предположить, что они давали синхронные лавовые извержения из общих источников, т.е. расплавы изливались на обеих постройках одновременно и с одинаковыми значениями (²³⁰Th₀/²³²Th). На линии группы SCH находится точка образца TV–94–19 постройки Шивит-Тайга. По результатам устойчивости решения этого образца вместе с тремя образцами постройки Соруг-Чушку-Узю средний изохронный возраст 114 тыс. лет лежит в интервале 125–104 тыс. лет, а среднее значение (²³⁰Th₀/²³²Th) = 1.18 находится в интервале 1.16–1.22. Подобным образом, на изохронную линию группы SH попадает фигуративная точка образца TV–98–294А постройки Соруг-Чушку-Узю без существенного изменения значения датировки. Ещё два образца, отобранные с поверхности плато Соруг-Чушку-Узю (TV–98–299 и TV–98–300), находятся между изохронными линиями обеих групп образцов (рис. 3).

Рис. 3. Распределение точек пород вулканических построек Шивит-Тайга (1), Соруг-Чушку-Узю (2) и Кок-Хем (3) в изохронных координатах (²³⁰Th/²³²Th) – (²³⁸U/²³²Th). Выделены три субпараллельные изохроны, соответствующие возрасту порядка 120–112 тыс. лет: группы точек SH (Шивит-Тайга), SCH (Соруг-Чушку-Узю) и KH2 (Кок-Хем). По точкам пород Кок-Хемского вулкана обозначена также секущая штриховая изохронная линия с возрастом ~170 тыс. лет (КН1).

Fig. 3. Distribution of data points for the rocks of the Shivit-Taiga (1), Sorug-Chushku-Uzyu (2), and Kok-Khem (3) volcanic edifices in isochron coordinates (²³⁰Th/²³²Th) – (²³⁸U/²³²Th). Three subparallel isochrones corresponding to ages of approximately 120–112 Ka are distinguished: the SH (Shivit-Taiga), SCH (Sorug-Chushku-Uzyu), and KH2 (Kok-Khem) data points. A transverse dashed isochrone line with an age of approximately 170 Ka (KH1) is also indicated using the data points for the rocks of the Kok-Khem volcano.

Для вулкана Кок-Хемский измерялось 7 образцов. Четыре из них (группа КН1: TV–98–218, TV–98–274, TV–98–275 и TV–98–277) распределились вдоль линии с наклоном ~170 тыс. лет при (²³⁰Th₀/²³²Th) = 1.28. Эта оценка возраста сопоставляется с K–Ar-датировкой 150 ± 50 тыс. лет. Еще три точки (группа КН2: TV–98–221, TV–98–273 и TV–98–276) находятся на линии с более пологим наклоном. По результатам устойчивости решения средний изохронный возраст этих точек ~120 тыс. лет лежит в интервале 129–108 тыс. лет, а среднее значение (²³⁰Th₀/²³²Th) = 1.09 находится в интервале 1.07–1.10. Таким образом, одно из извержений на Кок-Хемской вулканической постройке в пределах доверительного интервала датирования сопоставляется по времени с извержениями на постройках Шивит-Тайга и Соруг-Чушку-Узю (115–112 тыс. лет назад).

Для вулкана Плоский выполнены измерения пяти образцов нуклидов ²³⁸U серии. Точки четырёх из них расположены выше линии (²³⁰Th/²³⁸U) = 1, один – ниже. Распределение точек не обнаруживает изохронных соотношений.

Для вулкана Приозёрный измерялись 4 образца. Два образца из верхней части постройки (TV–94–39, TV–94–40) отвечают вековому равновесию. Два других образца (TV–94–36, TV–94–38) имеют неравновесный состав U и Th. Эти образцы не изохронны между собой. Они отобраны из нижней части постройки и могут представлять собой поздние рвущие жилы.

Мы видим, что изученные вулканические постройки Восточно-Тувинского поля полихронны. В центральном секторе, на постройках Шивит-Тайга и Соруг-Чушку-Узю, отчётливо выражена фаза извержений около 115–112 тыс. лет назад. Извержения начались до 500 тыс. лет назад, что нашло отражение в изотопном составе U и Th части образцов, близком к циклическому равновесию. Возможно, извержения продолжались и после 115 тыс. лет назад, о чем свидетельствует K–Ar-датировка 60 тыс. лет (Сугоракова и др., 2003). Имеющиеся данные по U–Th-изотопной систематике эту фазу извержений пока не подтверждают. В юго-восточном секторе поля, на Кок-Хемском вулкане, имели место извержения около 120 тыс. лет назад, близкие по времени (возможно, синхронные) основной фазе извержений построек Шивит-Тайга и Соруг-Чушку-Узю. На этом же вулкане определена и более ранняя фаза извержений около 170–150 тыс. лет назад. На двух других вулканах юго-восточного сектора поля (Плоском и Приозёрном) U–Th-изотопная система исследованных образцов оказалась гетерогенной и не дала изохронных соотношений точек пород.

Обсуждение

В хангайских фонотефритах вулкана Шаварын-Царам возрастом около 400 тыс. лет концентрации Th были повышенными (6–8 мкг/г) при значениях Th/U от 3.7 до 3.9. После длительного перерыва в вулканизме, около 52 тыс. лет назад, изливались щелочные лавы субширотной линии вулканов Тарятской впадины с более низкими концентрациями Th (4–6 мкг/г) и расширенным интервалом Th/U (3.3–4.1). Подобный расширенный интервал Th/U (3.5–4.3) был свойствен лавам c низкими концентрациями Th (2.0–2.3 мкг/г), излившимся 38–35 тыс. лет назад в Орхонской впадине. В самых молодых (голоценовых) лавах вулкана Хорго Тарятской впадины диапазон концентраций Th был сопоставим с диапазоном концентраций в лавах субширотной линии вулканов при узком интервале Th/U (3.4–3.7). В Саянах породы вулкана Саган, близкого по возрасту вулкану Шаварын-Царам, отличались низкими концентрациями Th (~2 мкг/г) и отношениями Th/U (2.7–2.9). На полихронных вулканах Восточно-Тувинского поля с более молодыми фазами извержений концентрации Th варьировали незначительно (от 1.7 до 3.0 мкг/г) с широким диапазоном Th/U (2.6–4.5). На вулкане Улуг-Арга это отношение было минимальным (снижалось до 2.7) и несколько возрастало в лавах долины р. Жом-Болок (до 3.1) (Рассказов и др., 2014).

Мы видим наиболее контрастные соотношения Th/U и концентраций Th в лавах, излившихся 400–350 тыс. лет назад, и сохранение существенных различий этих характеристик в процессе эволюции магматических расплавов в Саянах и Хангае.

Радионуклид ²³⁰Th – производный радиоактивного распада серии ²³⁸U. Повышение (²³⁰Th₀/²³²Th) служит показателем возрастания в расплавах роли распавшегося материнского ²³⁸U относительно стабильного ²³²Th. В породах изученных вулканов Хангая и Саян выявлены существенные вариации (²³⁰Th₀/²³²Th). Распределение фигуративных точек пород вулканов вдоль изохронных линий требует соблюдения стабильных соотношений между радиогенными продуктами распада ²³⁸U и изотопами Th при магмообразовании. Между тем, это условие соблюдается не всегда.

В фонотефритах вулкана Шаварын-Царам, извергнутых около 400 тыс. лет назад, определены высокие значения этого отношения (4.3 и 6.0). В лавах извержений 52 тыс. лет назад отношение снизилось до значений 1.06 и 1.11, в лавах извержений 38–35 тыс. лет назад – до значений 0.97 и 1.03, а около 9 тыс. лет назад – до значений 0.96 и 1.0. В отличие от концентраций тория, составлявших максимум в шаварынцарамских лавах и снижавшихся до минимальных значений в орхонгольских лавах с последующим повышением в лавах вулкана Хорго, снижение изотопных отношений тория с течением времени было однонаправленным.

В породах изученных вулканических построек Саян максимальное значение (²³⁰Th₀/²³²Th) (~1.92) установлено в лавах вулкана Саган, близкого по возрасту вулкану Шаварын-Царам. В породах вулкана Саган можно видеть и подобное породам этого вулкана относительное снижение (²³⁰Th₀/²³²Th). В породах Кок-Хемского вулкана возрастом 170–150 тыс. лет определено (²³⁰Th₀/²³²Th) = 1.28, в породах этого же вулкана и сдвоенных построек Шивит-Тайга и Соруг-Чушка-Узю возрастом 115–112 тыс. лет – интервал значений параметра начальных ториевых отношений от 1.34 до 1.10, в породах вулкана Улуг-Арга возрастом ~50 тыс. лет – 1.19 и в голоценовых лавах долины р. Жом-Болок – 1.15.

Мы приходим к заключению, что высокие значения (²³⁰Th₀/²³²Th) были в целом характерны для магм временного диапазона 400–350 тыс. лет назад Саян и Хангая, а в лавах более поздних извержений обеих территорий значения этого параметра последовательно снижались. В ранней генерации вулканических пород Хангая (²³⁰Th₀/²³²Th) было выше, чем в близких по возрасту породах Саян, а в поздних генерациях пород территорий наблюдаются обратные соотношения (рис. 4). Исключение составил только вулканический эпизод 120–112 тыс. лет назад, во время которого лавы Восточно-Тувинского поля дали широкий интервал (²³⁰Th₀/²³²Th) – от 1.10 до 1.34.

Рис. 4. Соотношения линий снижения начальных ториевых отношений в вулканических породах Саян (черные квадраты) и Хангая (белые кружки).

Fig. 4. Relationship of the lines of decrease of the initial thorium ratios in the volcanic rocks from Sayans (black squares) and Hangay (white circles).

Диаграмма (²³⁰Th₀/²³²Th) – 10/Th (рис. 5) представляет собой тип диаграммы, обычно применяющийся для тестирования изотопных систем на предмет подтверждения изохронных серий точек и выявления смешения магматических выплавок из разных источников. Составы Саян и Хангая вписываются в треугольники, соединяющиеся между собой при значении 10/Th около 3.5. Породы Хангая относятся в целом к более обогащенным источникам, чем породы Саян. Обогащенный характер подчеркивается смещением лампроитов Гауссберга и калиевых лав Удалианчи в левую-нижнюю часть диаграммы. Вулканические породы позднего плейстоцена – голоцена Саян и Хангая в основаниях треугольников перекрывают интервал составов толеитовых и щелочных базальтов позднего плейстоцена – голоцена из литосферных и астеносферных источников запада США. На рис. 5 концентрации Th на датированных вулканах варьируются при (²³⁰Th₀/²³²Th) = const. Процессы фракционирования радиогенных изотопов Th обеспечивали в рассмотренных случаях изохронность серий точек.

Рис. 5. Сопоставление лав Саян и Хангая с обогащенными и обедненными сериями континентальных магм. Вместе с данными по породам Саян и Хангая нанесены данные по лампроитам Гауссберга (возраст 56 тыс. лет), тефритам калиевой и переходной к калинатровой серий вулканов Лаохейшан и Хуошаошан (извержения 1720–1721 гг. на поле Удалианчи) и толеитовым и щелочным базальтам запада США (поздний плейстоцен и голоцен). Использованы данные авторов и данные из работ (Asmerom , 1999; Asmerom, Edwards, 1995; Williams et al., 1992; Zou et al., 2003).

Fig. 5. Comparison of the Sayan and Hangay lavas with enriched and depleted signatures of continental magmas. Together with the data on the Sayan and Hangay rocks, the data on the Gaussberg lamproites (age 56 Ka), tephrites of the potassic and transitional to potassic-sodium series of the Laoheishan and Huoshaoshan volcanoes (eruptions of 1720–1721 in the Wudalianchi field) and tholeiitic and alkaline basalts of the western USA (Late Pleistocene and Holocene) are plotted. The authors' data and those from (Asmerom, 1999; Asmerom and Edwards, 1995; Williams et al., 1992; Zou et al., 2003) are used.

Заключение

Для вулканических пород Саян и Хангая получены оценки возраста по неравновесной серии ²³⁸U. Часть U–Th-датировок вулканических пород согласуется с K–Ar-датировками. Но имеются и расхождения в датах, требующие дополнительной аргументации возрастных интерпретаций.

В ретроспективе рассмотрена U–Th-изотопная систематика пород, кристаллизовавшихся: 1) в последние 50 тыс. лет, когда на обеих территориях имела место параллельная вулканическая деятельность, 2) в интервале 230–60 тыс. лет назад, когда вулканическая деятельность проявилась в Саянах и 3) около 400–350 тыс. лет назад, когда вулканическая деятельность на обеих территориях была близкой по времени. В магматических расплавах временного диапазона 400–350 тыс. лет назад Саян и Хангая определены высокие значения начальных изотопных ториевых отношений (до 6.0), а в лавах более поздних извержений обеих территорий – последовательное снижение значений этого параметра. Исключение составил только вулканический эпизод 120–112 тыс. лет назад, во время которого лавы Восточно-Тувинского поля дали широкий интервал (²³⁰Th₀/²³²Th) – от 1.10 до 1.34.

Изучение U–Th-систематики вулканических пород последних 50 тыс. лет выявило разделение хангайских лав на группы с контрастными значениями (²³⁰Th₀/²³²Th). Расхождения начальных ториевых отношений групп не превышали 0.06. Для лав вулканов Верхне-Орхонской впадины получены две субпараллельные изохроны с возрастом 38–35 тыс. лет. Исследование U–Th-изотопной системы пород более древних вулканов показало распределение фигуративных точек части образцов вдоль изохронных линий с наклонами, соответствующими K–Ar-датировкам. Вариации (²³⁰Th₀/²³²Th) со смещением фигуративных точек пород от изохронных линий могут свидетельствовать об изотопной гетерогенности магматических источников и/или полихронности вулканических построек.

Выявлены близкие по времени извержения порядка 120–112 тыс. лет назад на вулканических постройках Восточно-Тувинского поля: Кок-Хемской, Шивит-Тайга и Соруг-Чушку-Узю. На Кок-Хемском вулкане определена более ранняя фаза извержений около 170–150 тыс. лет назад. Извержения на вулканах Восточно-Тувинского поля начались до 500 тыс. лет назад, что нашло отражение в изотопном составе U и Th, близком к циклическому равновесию. Возможно, извержения полихронных вулканов продолжались и после эпизода 120–112 тыс. лет назад, о чем свидетельствует K–Ar-датировка 60 тыс. лет. Имеющиеся данные по U–Th-изотопной систематике пород эту фазу извержений не подтверждают. Между точками изученных образцов пород вулканов Плоский и Приозёрный изохронные соотношения в U–Th-изотопной системе отсутствуют.

Благодарности

Работа выполняется по проекту ИЗК СО РАН FWEF-2026-0010.

Литература

Высоцкий С.В., Будницкий С.Ю., Рассказов С.В., Игнатьев А.В., Веливецкая Т.А., Карабцов А.А. О сохранности радиогенного аргона в мантийных слюдах in situ: датирование глубинных включений палеовулкана Шаварын-Царам, Монголия // Доклады Академии наук, 2011, т. 440 (5), с. 674–677.

Гольдберг Е.Л., , Грачев М.А., Эджингтон Д.Н., Новье Ж., Андре Л., Чебыкин Е.П., Шульпяков И.О. Прямая U–Th датировка двух последних межледниковий в осадках озера Байкал // Доклады Академии наук, 2001, т. 380 (6), с. 805–808.

Гросвальд М.Г. Развитие рельефа Саяно-Тувинского нагорья. М.: Наука, 1965, 165 с.

Девяткин Е.В. Геохронология кайнозойских базальтов Монголии и их связь со структурами новейшего этапа // Стратиграфия. Геол. корреляция, 2004, т. 12 (2), с. 102–114.

Киселев А.И., Медведев М.Е., Головко Г.А. Вулканизм Байкальской рифтовой зоны и проблемы глубинного магмообразования. Новосибирск: Наука. Сиб. отд-ние, 1979, 200 с.

Кононова В.А., , Иваненко В.В., Карпенко М.И., Первов В.А. Новые данные о K–Ar возрасте кайнозойских континентальных базальтов Байкальской рифтовой системы // Доклады Академии наук, 1988, т. 303 (2), с. 454–457.

Кривоносова Е.В., Ярмолюк В.В., Монгуш А.А. Геолого-геоморфологические особенности и история формирования позднекайнозойского вулканического ареала Тариатской впадины (Монголия) // Состояние и освоение природных ресурсов Тувы и сопредельных регионов Центральной Азии: геоэкология природной среды и общества (вып. 8). Кызыл: ТувИКОПР СО РАН, 2005, с. 92–99.

Куликов О.А., Мацера А.В. Плейстоценовые базальты Восточного Саяна // Вестник МГУ. Сер. геогр., 1987, №4, с. 70–75.

Курганьков П.П. Эволюция позднекайнозойского вулканизма Тувы. Красноярск: КНИИГиМС, 2002, 148 с.

Мацера А.В., Рассказов С.В. Палеогеоморфологические условия развития вулканизма в Хамсара-Бий-Хемском междуречье (Восточный Саян) // Известия ВУЗов. Геология и разведка, 1990, №8, 23–30.

Рассказов С.В., Масловская М.Н., Батырмурзаев А.С., Мацера А.В., Зеленков П.Я., Авдеев В.А., Омарова М.Р., Гаргацев И.О., Магомедов Ш.А. Состав, стронциевая изотопия и калий–аргоновое датирование новейших базальтов Тувы // Геология и геофизика 1989, №2, с. 77–85.

Рассказов С.В., Кунк М.Дж., Лур Дж.Ф., Бауринг С.А., Брандт И.С., Брандт С.Б., Иванов А.В. Эпизоды извержений и вариации состава четвертичных лав Байкальской рифтовой системы (Ar–Ar и K–Ar датирование вулканизма бассейна Джиды) // Геология и геофизика, 1996, т. 37 (6), с. 3–15.

Рассказов С. В., Логачев Н.А., Комаров Ю.В. Геохронология и геодинамика позднего кайнозоя (Южная Сибирь – Южная и Восточная Азия). Новосибирск: Наука, 2000а, 288 с.

Рассказов С.В., Логачев Н.А., Брандт И.С., Брандт С.Б., Иванов А.В., Демонтерова Е.И., Смагунова М.А. Импульсная миграция четвертичного вулканизма Восточно-Тувинского поля // Доклады РАН, 2000б, т. 373 (5), с. 655–659.

Рассказов С.В., Демонтерова Е.И., Иванов А.В., Брандт И.С., Брандт С.Б. Эволюция позднекайнозойского магматизма на границе Тувино-Монгольского массива (Восточная Тува). Иркутск: Институт земной коры СО РАН, 2007, 161 с.

Рассказов С.В., Брандт С.С., Чувашова И.С. Фракционирование изотопов аргона в объемно-вспененных позднекайнозойских низкокалиевых андезибазальтах и современных высококалиевых трахитах // Геохронометрические изотопные системы, методы их изучения, хронология геологических процессов. М.: ИГЕМ РАН, 2012а, с. 296–298.

Рассказов С.В., Чувашова И.С., Ясныгина Т.А., Фефелов Н.Н., Саранина Е.В. Калиевая и калинатровая вулканические серии в кайнозое Азии. Новосибирск: Академическое изд-во «ГЕО», 2012б, 310 с.

Рассказов С.В., Чебыкин Е.П., Чувашова И.С., Воднева Е.Н., Степанова О.Н. Оценка современной активности мантии Центральной Азии в ретроспективе четвертичных магматических событий: контроль плавления мантии накоплением и стаиванием ледников // Известия Иркутского госуниверситета. Серия Науки о Земле, 2014, т. 8 (2), с. 91–101.

Сугоракова А.М., Ярмолюк В.В., Лебедев В.И. Кайнозойский вулканизм Тувы. Кызыл: ТувИКОПР СО РАН, 2003, 92 с.

Чебыкин Е.П., Эджингтон Д.Н., Гольдберг Е.Л., Федорин М.А., Куликова Н.С., Железнякова Т.О., Воробьева С.С., Хлыстов О.М., Левина О.В., Зиборова Г.А., Грачев М.А. Изотопы ряда радиоактивного распада урана 238 – сигналы палеоклиматов верхнего плейстоцена и геохронометры в осадках озера Байкал // Геология и геофизика, 2004, т. 45 (5), с. 539–556.

Чувашова И.С., Рассказов С.В., Ясныгина Т.А., Саранина Е.В., Фефелов Н.Н. Голоценовый вулканизм в Центральной Монголии и Северо-Восточном Китае: асинхронное декомпрессионное и флюидное плавление мантии // Вулканология и сейсмология, 2007, №6, с. 19–45.

Ярмолюк В.В., Лебедев В.А., Аракелянц М.М., Лебедев В.А., Прудников С.Г., Сугоракова А.М., Коваленко В.И. Новейший вулканизм Восточной Тувы: хронология вулканических событий на основе K–Ar датирования // Доклады Академии наук, 1999, т. 368 (2), с. 244–249.

Ярмолюк В. В., Лебедев В.И., Сугоракова А.М., Брагин В.Ю., Литасов Ю.Д., Прудников С.Т., Аракелянц М.М., Лебедев В.А., Иванов В.Г., Козловский А.М. Восточно-Тувинский ареал новейшего вулканизма Центральной Азии: этапы, продукты и характер вулканической активности // Вулканология и сейсмология, 2001, №3, с. 3–32.

Ярмолюк В.В., Кудряшова Е.А., Козловский А.М., Лебедев В.А. Позднекайнозойский вулканизм Хангая (Центральная Монголия) и проблемы новейшего горообразования в Центральной Азии // Доклады Академии наук, 2008, т. 422 (2), с. 223–228.

Asmerom Y. Th–U fractionation and mantle structure // Earth Planet. Sci. Letters, 1999, №166, p. 163–175.

Asmerom Y., Edwards R.L. U-series isotope evidence for origin of continental basalts // Earth Planet. Sci. Letters, 1995, №134, p.1–7.

Beattie P. Uranium–thorium disequilibria and partitioning on melting of garnet peridotite // Nature. 1993. Vol. 363, No. 6424. P. 63–65.

Dalrymple G.B. ⁴⁰Ar/³⁶Ar analyses of historic lava flows // Earth Planet. Sci. Letters, 1969, № 6, p. 47–55.

Dickin A.P. Radiogenic isotope geology. Second edition. Cambridge: University Press, 2005, 492 p.

Enkhtuvshin H. A Petrological study on the Late Mesozoic and Cenozoic volcanic rocks of the Mongolian Plateau. Master thesis. Shimane University, 1995, 119 p.

Foley S.F., Petibon C.M., Jenner G.A., Kjarsgaard B.A. High U/Th partitioning by clinopyroxene from alkali silicate and carbonatite metasomatism: an origin for Th/U disequilibrium in mantle melts? // Terra Nova, 2001, №13, p. 104–109.

Matsumoto A., Kobayashi T. (1995) K–Ar age determination of late Quaternary volcanic rocks using the "mass fractionation correction procedure": application to the Younger Ontake Volcano, central Japan // Chem. Geol, 1995, №125, p. 123–135.

Schlupp A. Neotectonique de la Mongolie occidentale analysee a partir de donnees de terrain, sismologiques et satellitaires. These présentée à l'Universite Louis Pasteur pour obtenir le grade de docteur, Strasbourg, 1996, 172 p.

Williams R.W., Collerson K.D., Gill J.B., Deniel C. High Th/U ratios in subcontinental lithospheric mantle: mass spectrometric measurement of Th isotopes in Gaussberg lamproites // Earth Planet. Sci. Letters, 1992, №111 (2–4), p. 257–268.

Zou H., Reid M.R., Liu Y., Yao Y., Xu X., Fan Q. Constraints on the origin of historic potassic basalts from northeast China by U–Th disequilibrium data // Chemical Geology, 2003, №200, p. 189–201.

 

Чебыкин Евгений Павлович,

кандидат химических наук,

664033, Иркутск, ул. Лермонтова, д. 128,

Институт земной коры СО РАН,

ведущий специалист,

тел.: (3952) 51–16–59,

email: cheb@lin.irk.ru

Рассказов Сергей Васильевич,

доктор геолого-минералогических наук, профессор,

664033, Иркутск, ул. Лермонтова, д. 128,

Институт земной коры СО РАН,

заведующий лабораторией изотопии и геохронологии,

664025, Иркутск, ул. Ленина, д. 3,

Иркутский государственный университет, геологический факультет,

заведующий кафедрой динамической геологии,

тел.: (3952) 51–16–59,

email: rassk@crust.irk.ru

Чувашова Ирина Сергеевна,

кандидат геолого-минералогических наук,

664033, Иркутск, ул. Лермонтова, д. 128,

Институт земной коры СО РАН,

старший научный сотрудник,

664025, Иркутск, ул. Ленина, д. 3,

Иркутский государственный университет, геологический факультет,

доцент,

тел.: +79149052401,

email: chuvashova@crust.irk.ru

Парфенов Даниил Игоревич,

664033, Иркутск, ул. Лермонтова, д. 128,

Институт земной коры СО РАН,

старший лаборант,

664025, Иркутск, ул. Ленина, д. 3,

Иркутский государственный университет, геологический факультет,

студент 3-го курса.

 

---

Полный текст статьи (Русский)