Петрология, 2020, T. 28, № 6, стр. 563-590

Структура области и этапы ее формирования

ВМВО возникла в пределах территории, сложенной разновозрастными аккреционными структурами. Наиболее поздние из них связаны с развитием Монголо-Охотского океана и представлены терригенными и вулканогенными комплексами Агинского бассейна, продолжающимися на юго-запад в Центральную Монголию прерывистой узкой полосой (Руженцев, Некрасов, 2009; Гордиенко и др., 2012). Особенностью этой структуры является молодой возраст коры, которая была сформирована в островодужной обстановке в среднем палеозое (Руженцев, Некрасов, 2009; Гордиенко и др., 2012) и вошла в структуру континента в результате раннемезозойской коллизии Сибирского и Северо-Китайского континентов при закрытии Монголо-Охотского океана.

В ряде работ позднемезозойский вулканизм Востока Азии связывается с закрытием Монголо-Охотского океана (Wang et al., 2006; Wu et al., 2005). Однако коллизия его бортов не была одномоментной и протекала с запада на восток в виде ножницеподобного их схождения (Зоненшайн и др., 1990; Парфенов и др., 1999; Zorin, 1999; Kravchinsky et al., 2002; Cogné et al., 2005). Тем не менее вопросы, связанные со временем начала коллизии и окончательного закрытия океана, остаются дискуссионными. Как показывают недавние палеомагнитные исследования (Bazhenov et al., 2016), территории Сибири и Монголии уже в начале триаса не были разделены значительным по размеру океаном. К этому времени на месте Агинского бассейна и западнее, т.е. на западном окончании Монголо-Охотской сутуры, бассейнов с океанической корой уже не существовало (Руженцев, Некрасов, 2009; Гордиенко и др., 2012, 2018). Более того, на протяжении средней юры (180–160 млн лет) в пределах этой территории широко проявился гранитоидный магматизм. Его представляют даурский, шахтаминский и ряд других гранитоидных комплексов, которые стали сшивающими для бортов Монголо-Охотской океана (Берзина и др., 2013; Ярмолюк и др., 2002; Bazhenov et al., 2016). Все это позволяет оценить возрастной разрыв между завершением коллизии на западном отрезке Монголо-Охотского океана и формированием Восточно-Монгольского вулканического пояса не менее чем в 30–40 млн лет, что практически исключает влияние Монголо-Охотской коллизии на процессы вулканизма Восточной Монголии.

В пределах Восточной Монголии сутура на месте закрывшегося Монголо-Охотского океана разделяет расположенные к северу от него среднепалеозойский Хэнтейский бассейн от неопротерозойских–раннепалеозойских Эрендабанского и Идермегского террейнов (Badarch et al., 2002), образующих фундамент ВМВО (рис. 2). Структуры основания ВМВО имеют северо-восточное простирание, что позволяет предполагать их решающее влияние на формирование структурного каркаса области. Это хорошо видно на схеме (рис. 2), согласно которой строение пояса определяется системой впадин и грабенов преимущественно северо-восточного направления, прослеживающихся согласно с границами разновозрастных террейнов.

Вулканическая деятельность области в основном была связана с развитием грабенов и привела к образованию в их пределах лавовых толщ мощностью до 1000 м и более. Извержения носили компенсационный характер, поэтому в составе вулканических толщ, как правило, отсутствуют прослои осадочных пород.

Полученные нами геохронологические данные позволяют уточнить не только время заложения вулканической области и этапы ее формирования, но и определиться с закономерностями распределения отвечающих ей пород. Было установлено, что некоторые крупные поля вулканитов, отнесенные на геологических картах к раннему мелу, имеют более древний возраст. Таким, например, является большое вулканическое поле, расположенное к северо-востоку от сомона Мунх-Хан. K-Ar возраст базальтов в его центральной части оценен в 208 ± 4 млн лет, что согласуется с оценками (228 ± 9 и 213 ± 10 млн лет), полученными ранее (Фрих-Хар, Лучицкая, 1979) для кислых пород этого поля, и свидетельствует об их образовании в раннемезозойский этап развития территории. Также к раннемезозойскому этапу вулканизма относится ряд крупных вулканических полей, относимых к шошонит-латитовой серии (Dash et al., 2015) в западной части области, для которых позднее был получен триасовый возраст 230 ± 1 млн лет (Sheldrick et al., 2020). Напротив, риолиты вулканического поля г. Дархан-Ула, относимого на геологических картах к триасу, имеют возраст около 121 млн лет (Rb-Sr по биотиту и валовому составу породы).

На рис. 6 обобщены имеющиеся геохронологические данные, позволяющие выделить в пределах области несколько возрастных групп вулканических пород, возникших на разных этапах ее формирования. Наиболее ранние проявления вулканической активности, зафиксированные лавами и туфами в осадочных толщах, а также проявлениями шошонит-латитовой серии, сформировались в интервале 170–150 млн лет. Эти вулканические породы ассоциируют с терригенными комплексами ширилинской свиты и распространены преимущественно в восточной части ВМВО, а также к востоку и юго-востоку от нее, где их образование связывается с началом формирования вулканического пояса Большого Хингана (Ступак и др., 2020). Следует отметить, что породы шошонит-латитовой серии занимают особое место в строении Восточной Монголии. Они распространены не только в пределах ВМВО, но и за ее границами (Hasegawa et al., 2018; Johnson, Graham, 2004; Ступак и др., 2020). Кроме того, они отделены от более молодых проявлений вулканизма ВМВО перерывом около 20 млн лет. По нашему мнению, это позволяет исключить позднеюрскую шошонит-латитовую серию пород из состава ВМВО и отнести ее к фундаменту последней.

Рис. 6.

Распределение числа определений возраста в интервале 5 млн лет для вулканических пород Восточно-Монгольской вулканической области. Использованы авторские (табл. 1) и опубликованные (см. ссылки в тексте) данные. 1 – породы шошонит-латитовой серии; 2 – основные породы покровного комплекса; 3 – кислые породы покровного комплекса; 4 – базальтоиды экструзивного комплекса.

Образование вулканической области и ее рифтового каркаса началось в раннем мелу спустя 15–20 млн лет после завершения в пределах Восточной Монголии шошонит-латитового вулканизма. Этот перерыв хорошо согласуется с данными (Yang et al., 2015) о существовании паузы в магматической и тектонической активности в регионе в интервале 150–135 млн лет. Ей, в частности, соответствует перерыв в осадконакоплении (Jerzykiewicz, Russell, 1991), зафиксированный угловым несогласием между отложениями ширилинской и цаганцабской свит (Graham et al., 2001).

Если позднеюрский этап активности связывается с процессами конвергенции (Yang et al., 2015), приведшими к возникновению вулканического пояса Большого Хингана, то раннемеловой этап характеризовался режимом растяжения (Мезозойская и кайнозойская …, 1975). Этот режим охватил всю Восточную Азию и сопровождался образованием систем грабенов с установленными комплексами метаморфических ядер (Зорин и др., 1997; Скляров и др., 1997; Daoudene et al., 2009, 2013). Восточная Монголия оказалась вовлеченной в грабенообразование, которое сопровождалось вулканизмом. Вулканическая деятельность протекала в последовательности ряда фаз на протяжении всего раннего мела, сформировав в итоге лавовый чехол области (Фрих-Хар, Лучицкая, 1978). Начальная фаза вулканизма (135–122 млн лет) характеризовалась наиболее крупнообъемными излияниями лав основного состава. Она завершилась извержениями кислых лав, связанными с отдельными вулканами. Последние формировались в диапазоне 128–118 млн лет с пиковыми значениями в интервале 121–118 млн лет. Следующая фаза вулканизма, иногда сопоставляемая с дзунбаинской свитой (Фрих-Хар, Лучицкая, 1978), охватила вторую половину раннего мела 118–95 млн лет. По составу продуктов она слабо отличается от вулканизма раннего этапа, хотя и не привела к образованию толщ большой мощности. На заключительных этапах развития вулканического чехла области с конца раннего мела (105–95 млн лет назад) начали формироваться ассоциации щелочных базальтоидов, которые можно рассматривать как отдельные фазы вулканизма. Из них начальная (конца раннего мела) ассоциация проявилась у восточной оконечности вулканической области в нижнем течении р. Улдза (Dash et al., 2015). Другой ареал подобных же пород сформировался у западной оконечности области в середине позднего мела (Ярмолюк и др., 2019а). Говоря в целом о тенденциях развития вулканизма ВМВО, следует отметить постепенное ослабление его деятельности.

Источники магматизма

Геохимические и изотопные характеристики пород ВМВО свидетельствует об их гетерогенной природе, а также участии нескольких источников магматизма в их формировании. Прежде всего, выделяются группы пород, образование которых было связано с источниками мантийной либо коровой природы. К первым относятся породы основного состава, ко вторым – кислые породы, близкие по геохимическим характеристикам к анатектическим гранитам (рис. 3). Однако и эти группы пород по природе не являются однородными.

Экструзивный комплекс представлен двумя возрастными ассоциациями пород – второй половины раннего мела и позднемеловой–раннекайнозойской. Породы этих ассоциаций обладают близкими геохимическими характеристиками, хотя раннемеловые лавы имеют более высокие содержания редких элементов при более низкой концентрации Ti. Несмотря на эти различия, можно говорить о сходстве пород экструзивного комплекса с базальтами океанических островов (OIB) (рис. 4), что позволяет сопоставить их магматический источник с источником, типичным для магматизма мантийных плюмов. На это же указывает положение составов пород экструзивного комплекса на дискриминантных диаграммах (рис. 10), где они группируются вблизи состава OIB.

Покровный комплекс представлен породами неоднородными в геохимическом отношении. Различия в составах отражены в широких вариациях содержаний редких элементов на спайдерграммах (рис. 4). Среди них можно выделить две крайние по составу разновидности пород. Одна характеризуется резко выраженным дефицитом высокозарядных элементов, прежде всего Ta и Nb (рис. 7в). Для другой разновидности этот минимум слабо выражен, прежде всего, из-за отсутствия фракционирования в ряду Th–U–Nb–Ta (рис. 7а). Можно полагать, что эти крайние составы отвечали разным типам магм, участвовавшим в магматической деятельности. Однако в вулканических толщах, по крайней мере на ранней рифтогенной стадии развития ВМВО, породы, отвечающие крайним составам, встречаются в общих разрезах. Это указывает на взаимодействие обоих источников при магмогенерации, что подчеркивается также гаммой переходных разновидностей между крайними составами.

Рис. 7.

Спектры распределения нормированных к составу примитивной мантии (Sun, McDonough, 1989) содержаний микроэлементов в геохимических группах базальтоидов покровного комплекса Восточно-Монгольской вулканической области. 1 – индивидуальные спектры пород; 2 – спектры обедненных базальтоидов, наиболее близких к составу IAB, 3 – общее поле составов основных пород покровного комплекса. Составы OIB и IAB по (Sun, McDonough, 1989; Kelemen et al., 2003).

Чтобы понять специфику этих источников магм и закономерности их взаимодействия, мы формально разделили базальтоиды области на группы пород: условно обогащенных и условно обедненных Ta и Nb и переходного состава. В качестве дискриминанты было выбрано значение (Th/Nb)_PM ≤ 1.0 для обогащенных и (Th/Nb)_PM ≥ 2.0 для обедненных базальтоидов.

Обогащенные и обедненные породы отличаются (рис. 8). Прежде всего, составы обедненных базальтоидов смещены в область более высокого содержания SiO₂. Они характеризуются более низкими концентрациями TiO₂ и FeO_общ и более широким разбросом содержаний других петрогенных оксидов. В отличие от них обогащенные базальтоиды демонстрируют более четкие зависимости в распределении петрогенных оксидов относительно SiO₂. С ростом кремнекислотности в них отмечается уменьшение содержаний TiO₂ и FeO_общ, в меньшей степени CaO и MgO, а также фиксируется незначительный рост Al₂O₃.

Рис. 8.

Вариации содержаний петрогенных оксидов относительно SiO₂ в основных породах покровного комплекса Восточно-Монгольской вулканической области и Больше-Хинганского вулканического пояса. 1–2 – базальтоиды ВМВО: 1 – обогащенные, 2 – обедненные; 3 – породы Больше-Хинганского вулканического пояса (Zhang et al., 2008a, 2008б).

Геохимические различия пород крайних групп более выразительны (рис. 7). Обогащенные базальтоиды можно сопоставить с OIB, по сравнению с которыми они имеют более высокие содержания большинства микроэлементов при несколько пониженных содержаниях Ta, Nb, U, Th. В спектре распределения редких элементов отмечается также дефицит содержаний Ti и Sr. Распределение РЗЭ фракционированное, породы обогащены легкими РЗЭ (La/Yb)_n ~ 10–30. В спектрах РЗЭ пород практически постоянно отмечается слабая отрицательная аномалия Eu/Eu* = = 0.8–0.98. Эта аномалия, наряду с дефицитом Sr, указывает на то, что в формировании этих пород определенную роль сыграло фракционирование плагиоклаза.

Обедненные базальтоиды демонстрируют смешанные характеристики. Так, среди них выделяются разновидности, геохимические спектры которых близки к таковым для базальтов островных дуг (IAB) (пунктирная линия на рис. 7в). Подобно последним они отличаются не только наиболее глубокой Ta-Nb аномалией, но и пониженными содержаниями P, Ti, а также повышенными K и Sr. Содержание РЗЭ в них более низкое, чем в OIB, редкие земли фракционированы ((La/Yb)_n ~ 15–19) и характеризуются слабо выраженной Eu-аномалией (Eu/Eu* = 0.9–1). Другие разновидности обедненных базальтов (сплошные линии на рис. 7в) характеризуются менее глубокими отрицательными аномалиями Ta и Nb, в них относительно понижены содержания K и Sr и повышено содержание Р. Они также обладают более высокими концентрациями большинства редких элементов, в том числе РЗЭ.

Базальтоиды переходной группы представляют породы с промежуточными геохимическими характеристиками (рис. 7б). Это позволяет рассматривать их как продукт смешения расплавов обедненных и обогащенных базальтоидов или выплавление из смешанного мантийного источника.

Более выразительно особенности взаимодействия разных по составу исходных магм при образовании пород вулканической области прослеживаются на графиках парных корреляций рассеянных элементов (рис. 9). Прежде всего, отметим две линейные последовательности составов, представляющие соответственно породы экструзивного комплекса и группу обедненных базальтов. Как уже отмечалось, первая из них соответствует источнику с характеристиками, близкими к источнику OIB-типа. Группа обедненных базальтоидов образует общий тренд с базальтами островных дуг и активных континентальных окраин, что позволяет предполагать для них источник, близкий к IAB-типу. Содержание Nb в этой группе пород находится в обратной зависимости от величины Eu-аномалии (Eu/Eu* от 0.72 до 1), что указывает на участие процессов фракционирования расплавов в изменении состава пород.

Рис. 9.

Вариации содержаний и отношений микроэлементов в базальтоидах Восточно-Монгольской вулканической области. 1 – базальтоиды экструзивного комплекса; 2–4 – базальтоиды покровного комплекса: 2 – обогащенные, 3 – переходные, 4 – обедненные; 5 – средние составы базальтов континентальных и океанических дуг по (Kelemen et al., 2003); 6 – поле составов базальтоидов ВМВО с близкими к IAB геохимическими характеристиками; 7 – то же к OIB.

Рис. 10.

Положение составов базальтоидов Восточно-Монгольской вулканической области на диаграммах (Pearce, 2008). 1 – щелочные базальтоиды экструзивного комплекса; 2–4 – базальтоиды покровного комплекса: 2 – обогащенные, 3 – переходные, 4 – обедненные; 5–6 – средние составы базальтов из различных мантийных источников: 5 – деплетированных и обогащенных (Sun, McDonough, 1989), 6 – метасоматизированных в надсубдукционных условиях (Kelemen et al., 2003); 7 – средние составы нижней, средней и верхней континентальной коры (Тейлор, Мак-Леннан, 1988).

На графике (рис. 9) между полями составов пород, отвечающими разным источникам, сосредоточено большинство составов пород покровного комплекса. Из них составы обогащенных базальтоидов смещены в сторону поля экструзивных базальтоидов. Более того, по ряду зависимостей (Th–Nb, La/Yb–Nb, Th/Yb–Nb) составы обогащенных пород попадают в общие тренды с базальтоидами экструзивного комплекса, что позволяет предполагать определенное сходство их источников. Составы базальтоидов переходной группы занимают промежуточную позицию между обогащенными и обедненными, демонстрируя тем самым их смешанные характеристики.

Отмеченные соотношения позволяют говорить, что магматизм ВМВО контролировался по меньшей мере двумя источниками – близким к OIB-типу и близким к IAB-типу. Участие первого было определяющим при образовании щелочных базальтоидов экструзивного комплекса. Источник, близкий к IAB-типу, был ответственен за образование группы обедненных пород в составе покровного комплекса. По ряду геохимических характеристик обогащенных базальтоидов покровного комплекса их источник можно сопоставить с источником щелочных базальтоидов. Отличия связаны с тем, что в обогащенных базальтоидах содержания Nb и Ta слабо меняются при дифференциации расплавов, сопровождавшейся закономерными изменениями содержания других элементов, а также SiO₂, Eu/Eu*, магнезиальности пород. Подобное поведение Nb и Ta указывает на наличие буфера, определяющего предел их концентрации в расплаве. Такую роль могли играть титансодержащие минеральные фазы (например, рутил), являющиеся концентратором указных элементов. Подобное допущение позволяет предположить, что обогащенные базиты были связаны с магмами OIB-типа, которые формировались в условиях стабильности рутила.

Предположению о связи обогащенных базальтоидов ВМВО с источником магм OIB-типа вполне соответствуют данные о положении их составов на дискриминантных диаграммах (рис. 10). На графиках они укладываются в тренд обогащенных мантийных источников, располагаясь между составами OIB и E-MORB. В отличие от них обедненные базальты демонстрируют связь с источником IAB-типа и коровыми источниками магматизма. Подобное распределение составов базальтоидов свидетельствует о том, что в формировании ВМВО участвовали источники, близкие, с одной стороны, к источнику OIB-типа, с другой – к источнику субдукционного магматизма.

Кислые магматические породы. Содержания рассеянных элементов в кислых породах ВМВО варьируют в широких пределах, при этом их поведение далеко не всегда является скоррелированным, что, скорее всего, свидетельствует о гетерогенной природе этих пород. Выделяется достаточно большая их группа, в которой с повышением SiO₂ содержание редких элементов снижается и приближается к их содержанию в аплитах и пегматитах, сформированных при анатектическом плавлении коры (тренд 1 на рис. 3). Другие разновидности демонстрируют слабое увеличение содержаний редких элементов в диапазоне средних и умеренно-кислых составов, но в области более кислых составов этот рост сменяется спадом в сторону продуктов анатектического плавления (тренд 2 на рис. 3). Редкое исключение представляют ассоциации пород, в которых увеличение содержаний несовместимых элементов согласуется с изменениями показателей дифференциации расплавов (SiO₂, Mg#, Eu/Eu* и др.). Подобные характеристики кислых пород ВМВО позволяют сделать вывод, что в их образовании важную роль играл коровый анатексис, в меньшей степени – процессы дифференциации. Очевидно, преобладали процессы смешения анатектических расплавов с продуктами дифференциации базитовых расплавов. Учитывая, что кислые породы появляются после фазы наиболее крупнообъемных базитовых излияний, можно полагать, что анатексис был спровоцирован теплом мафических магм, внедренных в кору.

На дискриминантных диаграммах кислые породы ВМВО образуют рои точек, которые прослеживаются из поля составов гранитов вулканических дуг в поле составов внутриплитных гранитоидов (рис. 11). Подобная двойственность их характеристик вполне согласуется с заключением об участии в формировании области источников, типичных, с одной стороны, для субдукционных, и, с другой стороны, для внутриплитных обстановок.

Рис. 11.

Положение составов кислых вулканических пород Восточно-Монгольской вулканической области на диаграммах (Pearce, 1984). WPG – внутриплитные граниты, Syn-COLG – синколлизионные граниты, VAG – граниты вулканических дуг, ORG – граниты океанических хребтов.

Положение ВМВО в строении позднемезозойской вулканической провинции Востока Азии

Строение позднемезозойской магматической провинции Востока Азии определяют вулканические области двух типов. В восточной ее части располагаются вулканические пояса, протягивающиеся параллельно конвергентной границе континента и характеризующиеся магматизмом субдукционного типа. В западной части распространены пространственно и структурно не связанные вулканические области, строение которых определяют системы впадин и грабенов, выполненные продуктами основного вулканизма (Ярмолюк и др., 2019б). ВМВО располагается вблизи зоны раздела субпровинций, при этом положение этой границы в определенной степени зависит от того, какой из субпровинций принадлежит рассматриваемая нами область.

Инициация вулканической активности произошла в поздней юре практически одновременно в различных участках провинции, но в дальнейшем она протекала по-разному. Так, к началу раннего мела в пределах Гоби-Алтайской и Западно-Забайкальской областей были сформированы фонолит-трахит-сиенитовая и трахибазальт-трахириодацитовая (бимодальная) ассоциации пород повышенной щелочности. В пределах Больше-Хинганского пояса в это же время возникла дифференцированная ассоциация высококалиевых пород (шадоронская серия), варьирующая по составу от шошонитовых базальтов и базальтовых андезитов до трахиандезитов и трахидацитов (Ступак и др., 2018; Сасим, Дриль, 2013). В пределах Восточно-Монгольского пояса позднеюрские породы также присутствуют, но они проявлены фрагментарно и представлены породами шошонит-латитовой ассоциации, близкой к одновозрастным проявлениям вулканизма в пределах Больше-Хинганского пояса.

Первая половина раннего мела относится ко времени наиболее крупных излияний. В Гоби-Алтайской, Западно-Забайкальской и Восточно-Монгольской областях вулканизм протекал на фоне грабенообразования. Преобладали излияния трахибазальт-трахиандезибазальтового состава, сформировавшие лавовые толщи мощностью до 1 км и более. Этот цикл извержений завершился вспышкой кислого магматизма, приведшей к образованию небольших вулканов, штоков, куполов и экструзий трахириолитов и онгориолитов (Yarmolyuk et al., 2015). В пределах Больше-Хинганского пояса в первой половине раннего мела возник мощный вулканический чехол, сложенный кислыми вулканическими породами – дацитами, риодацитами, риолитами, их туфами и игнимбритами (Wang et al., 2006).

Во второй половине раннего мела в Гоби-Алтайской, Восточно-Монгольской и Западно-Забайкальской рифтовых областях последовала еще одна вспышка основного вулканизма (Ярмолюк и др., 1998; Yarmolyuk et al., 2015). По масштабам она уступала излияниям начала раннего мела, но в структурном отношении наследовала последние и проявилась в тех же грабенах. На заключительных фазах раннемелового цикла в составе магматических продуктов появились ассоциации пород со щелочными базальтоидами, близкими к OIB-типу (Ярмолюк и др., 2019а, 2019б). Более поздние вспышки магматизма, относящиеся к позднему мелу, также представлены щелочными базальтоидами.

В Больше-Хинганском поясе магматизм второй половины раннего мела характеризовался формированием пестрой гаммы пород, варьирующих по составу от трахибазальтов и трахиандезитов до трахидацитов и риолитов (Wang et al., 2006; Wu et al., 2002; Xu et al., 2011; Zhang et al., 2008а, 2008б). Породы участвуют в строении бимодальных вулканических ассоциаций, что наряду с проявлением одновозрастных гранитоидов А-типа, а также отдельных грабенов и комплексов метаморфических ядер (Wang et al., 2006; Wu et al., 2002; Davis et al., 2001) указывает на доминирование в это время режима растяжения. К концу раннего мела магматическая активность в Больше-Хинганской вулканической области прекратилась (Xu et al., 2013; Ying et al., 2010).

Сопоставление вулканических областей из разных частей позднемезозойской вулканической провинции Востока Азии приведено на схеме корреляции (рис. 12). Очевидно, что развитие ВМВО происходило по сценарию, близкому к тому, который определил становление Гоби-Алтайской и Западно-Забайкальской вулканических областей. В ее пределах в начале раннего мела также протекали процессы грабенообразования, сопровождавшиеся крупнообъемными излияниями лав основного состава. Ранний цикл базальтовых излияний завершился в конце первой половины раннего мела проявлениями кислого магматизма. Во второй половине раннего мела последовала новая серия излияний основных лав, в конце которой, так же как в Гоби-Алтайской и Западно-Забайкальской областях, возникли комплексы пород с участием щелочных базальтоидов. Магматизм щелочно-базальтоидного состава стал доминирующим на более поздних стадиях его проявления в позднем мелу и раннем кайнозое.

Рис. 12.

Схема корреляции магматизма в вулканических областях и поясах позднемезозойской магматической провинции Востока Азии. 1–6 – магматические комплексы: 1 – дифференцированный андезит-дацит-риолитовый, 2 – шошонит-латитовый и трахириолитовый, 3 – трахит-трахириодацитовый, 4 – трахибазальт-трахиандезибазальтовый, 5 – щелочно-базальтоидный, 6 – фонолит-трахит-трахириолитовый с карбонатитами.

В отличие от этих областей Больше-Хинганский пояс характеризовался иным стилем развития. Если в Гоби-Алтайской, Восточно-Монгольской и Западно-Забайкальской областях преобладали основные и щелочные породы, сформированные в условиях рифтогенеза, то в строении Больше-Хинганского пояса преобладали высококремнистые породы известково-щелочной и шошонит-латитовой ассоциаций (Ярмолюк и др., 2019б), типичные для обстановок конвергентных границ. Режим развития Больше-Хинганского пояса изменился только во второй половине раннего мела, и в его пределах стали формироваться грабены, сопровождаемые проявлениями бимодального вулканизма и гранитоидов A-типа (Davis et al., 2001; Wang et al., 2006; Wu et al., 2002). На рубеже ~110 млн лет магматическая активность в пределах Больше-Хинганского пояса завершилась в результате смещения ее центров к востоку, где были сформированы вулканические цепи в хребтах Малого Хингана–Чжангуанцайлин и Сихоте-Алиня (Ханчук, 2006; Xu et al., 2013; Емельянова и др., 2020).

Отмеченные черты сходства и различия в формировании ВМВО и других вулканических областей провинции отчетливо прослеживаются в составах магматических ассоциаций. В вулканических ассоциациях областей западной части провинции среди продуктов раннемелового магматизма преобладают трахибазальты и трахиандезибазальты, характеризующиеся повышенными содержаниями TiO₂ (>1.7 мас. %) и Р₂О₅ (>0.8 мас. %) (Ярмолюк и др., 2019б). В строении Больше-Хинганского пояса наряду с основными широко развиты также средние породы – андезиты и андезидациты. Основные породы характеризуются невысокими содержаниями TiO₂ (<1.7 мас. %) и Р₂О₅ (<0.8 мас. %), в то же время по сравнению с базитами западной части провинции они являются более магнезиальными и менее железистыми (рис. 8).

Геохимические характеристики основных и средне-основных пород разных областей сопоставлены на спайдерграммах (рис. 13). Очевидно, что составы основных пород Гоби-Алтайской и Западно-Забайкальской областей вполне соответствуют составам обогащенных и промежуточных базитов ВМВО. Они обладают повышенными содержаниями большинства несовместимых элементов и от состава источника OIB-типа отличаются пониженными содержаниями Ti, Sr, Ta, Nb и повышенными РЗЭ, особенно легкими и Ba. Кроме того, в них обычно отмечается слабая отрицательная Eu-аномалия. Индикаторной особенностью спектров пород Гоби-Алтайской и Западно-Забайкальской областей является слабо выраженное фракционирование в ряду Th, U, Nb и Ta, подчеркиваемое, например, незначительными вариациями отношения (Th/Nb)_n от 0.4 до 1.6. Очевидно, что эти параметры полностью согласуются с вышеприведенными характеристиками обогащенных и промежуточных базальтов покровного комплекса ВМВО.

Рис. 13.

Сравнительная геохимическая характеристика основных пород Восточно-Монгольской, Гоби-Алтайской и Западно-Забайкальской вулканических областей (Ярмолюк и др., 1998; Yarmolyuk et al., 2015) и вулканического пояса Большого Хингана (Zhang et al., 2008a, 2008б). 1 – индивидуальные спектры пород, 2 – поле составов обедненных базальтоидов покровного комплекса ВМВО, наиболее близких к IAB, 3 – поле составов обогащенных и промежуточных базальтоидов покровного комплекса ВМВО. Составы OIB и IAB по (Sun, McDonough, 1989; Kelemen et al., 2003).

Особенно следует отметить появление в конце раннего мела в составе вулканических областей западной части магматической провинции магматических ассоциаций с участием щелочных базальтоидов, геохимические параметры которых отвечают источникам OIB-типа. Они появляются в интервале между 105 и 95 млн лет назад и становятся преобладающими с этого времени (Ярмолюк и др., 1995, 2019а).

Основные породы Больше-Хинганского пояса отличаются от пород вулканических областей западной части провинции относительно пониженными содержаниями большинства несовместимых элементов (рис. 13). Спектры распределения редких элементов в них несут отчетливые субдукционные метки, приближаясь по ряду индикаторных показателей к составу источника IAB-типа (Kelemen et al., 2003). Они демонстрируют четко выраженный Ta‑Nb минимум, пониженные содержания тяжелых редкоземельных элементов, повышенные – Sr и Th. По геохимическим характеристикам они близки к обедненным базальтоидам ВМВО.

Базальтоиды рифтовых зон близки между собой и по изотопным характеристикам (рис. 14). На графике в координатах ε_Sr(Т)–ε_Nd(Т) их изотопные составы образуют общее линейно вытянутое поле, которое прослеживается вдоль границы, разделяющей I и IV квадранты изотопной диаграммы во II квадрант диаграммы. Такое распределение составов позволяет предполагать участие в их формировании, с одной стороны, умеренно деплетированного мантийного компонента, с другой – обогощенного компонента, в первую очередь, радиогенным стронцием, который обычно сопоставляется с обогащенным мантийным источником EMII. Если первый из этих компонентов можно сопоставить с источником OIB-типа, то второй, скорее всего, отвечал литосферному или коровому компоненту, участвовавшему в магмообразовании (Комарицына и др., 2018; Лебедев и др., 2020; Парфенов и др., 2019).

Рис. 14.

Изотопные составы основных пород вулканических областей западной части позднемезозойской вулканической провинции Востока Азии. Вулканические области: 1 – Гоби-Алтайская (Yarmo-lyuk et al., 2015), 2 – Западно-Забайкальская (Ярмолюк и др., 1998), 3 – Восточно-Монгольская.

Проведенные сопоставления свидетельствуют о высокой степени родства магматизма ВМВО с магматизмом Гоби-Алтайской и Западно-Забайкальской рифтовых областей. Отличие ВМВО от Больше-Хинганского вулканического пояса определялось, прежде всего, существенно базитовым характером магматизма и связью с процессами рифтогенеза. В то же время в начальный (позднеюрский) этап развития ВМВО в ее пределах формировались породы, близкие по своим характеристикам к одновозрастным с ними породам Больше-Хинганского вулканического пояса.

Условия магмообразования и обстановка формирования ВМВО

Магматизм рифтовых областей позднемезозойской магматической провинции Востока Азии по ряду геохимических показателей отличается от магматизма внутри кратонных рифтовых зон, таких как Восточно-Африканская рифтовая система. Их основные породы обогащены редкими элементами, прежде всего РЗЭ, но имеют относительно пониженные содержания Ta и Nb. В ходе эволюции магматизма этих областей состав его базитовых продуктов изменялся в сторону постепенного сокращения относительного дефицита Ta и Nb (Ярмолюк и др., 1998, 2019а). В результате их более поздние проявления были близки к составу источника OIB-типа. Такое изменение геохимических особенностей магматизма в ходе формирования рифтовых зон было объяснено особенностями взаимодействия вещества плюма с литосферной мантией в основании вулканической провинции (Ярмолюк и др., 1998, 2019б; Yarmolyuk et al., 2015).

Результаты, полученные при изучении ВМВО, дают дополнительную информацию для понимания природы источников магматизма рифтовых областей позднемезозойской провинции. Как уже отмечалось, в образовании основных пород ВМВО участвовали по меньшей мере два крайних по составу источника базитовых магм – один, близкий к базальтам OIB-типа, другой – IAB-типа. При этом для большей части пород области свойственны составы, занимающие промежуточное положение между этими крайними составами и разделенные, согласно указанным выше критериям, на группы обогащенных и переходных базитов. Обогащенные базиты тяготеют к тренду щелочных базальтоидов экструзивного комплекса (рис. 9). Между ними существуют и определенные геологические связи, причем, и те и другие участвуют в строении общих вулканических полей в северо-восточной части вулканических грабенов долин рек Онон и Улдза, в пределах которых не зафиксированы базальтоиды IAB-типа.

Отметим важную возрастную последовательность изменения состава базитовых вулканических ассоциаций, участвующих в строении ВМВО. В первой половине раннего мела в их составе участвовали обедненные, промежуточные и обогащенные разновидности базальтоидов; во второй половине раннего мела – обогащенные и промежуточные базиты; в конце раннего мела и начале позднего мела к обогащенным базитам добавились щелочные базальтоиды, которые становятся доминирующими в позднем мелу и раннем кайнозое. Такая смена составов основных пород отражает постепенное вытеснение из источника расплавов островодужного компонента и усиление влияния внутриплитного компонента.

Для понимания механизмов, определивших подобную смену состава вулканических ассоциаций во времени, следует учитывать: во-первых, что базиты покровного комплекса являются продуктами глубокой дифференциации исходных магм (Mg# < 0.4, обычно присутствующая слабо отрицательная Eu-аномалия), во-вторых, что обогащенные базиты характеризуются более или менее стабильным содержанием Nb (28–46 г/т) при значительных вариациях других элементов (рис. 9). Эти показатели указывают на наличие промежуточных камер, в которых происходила дифференциация исходных магм, а также на то, что эта дифференциация протекала в условиях буферирования содержания Nb в расплаве. Последнее могло происходить в условиях повышенных содержаний воды, определивших сохранение в рестите титансодержащих минеральных фаз (рутила, ильменита), являющихся концентраторами Nb. Во время формирования вулканической области такие условия в литосфере и в подлитосферной мантии региона были вполне вероятными, так как территория Восточной Монголии на протяжении мезозоя находилась под постоянным воздействием субдукционных процессов, протекавших в ранней и средней юре со стороны Монголо-Охотского океана (Yang et al., 2015; Zhang et al., 2014) и в поздней юре–раннем мелу со стороны Тихого океана (Ханчук, 2006).

Можно предполагать, что основную роль в формировании основных пород ВМВО играли магмы мантийного плюма OIB-типа. При подъеме они взаимодействовали с субдукционно преобразованной мантией мантийного клина и литосферы. Специфический характер дифференциации расплавов в условиях повышенной активности воды мог способствовать образованию базитов с обогащенными характеристиками. Воздействие горячих магм мантийного плюма на мантию мантийного клина должно было способствовать ее плавлению и образованию расплавов IAB-типа. Смешение обогащенных и анатектических расплавов дало начало базальтоидам промежуточного состава. С течением времени мантия в основании ВМВО претерпевала истощение в отношении несовместимых элементов, в первую очередь воды, которая извлекалась при магмообразовании. Это должно было привести к постепенному вытеснению из состава магматических источников компонента IAB-типа. В итоге это определило эволюцию состава магм: вначале в сторону доминирования обогащенных базитов, а затем и к появлению базитов OIB-типа.

Вопрос о причине появления обогащенного источника в основании региона следует оценивать с позиций общего формирования позднемезозойской магматической провинции Востока Азии. Нами было показано (Ярмолюк и др., 2019б), что провинция возникла при одновременном проявлении в ее пределах конвергентных и плюмовых процессов. Конвергентные процессы определяли развитие восточной окраины континента. Внутриплитный режим развития внутренних участков континента стал результатом плюмовой активности, которая проявилась в глобальном масштабе в меловом периоде. К этому выводу приводит согласованность в проявлениях внутриплитной активности в пределах Востока Азии и в целом на Земле (рис. 15). В пределах провинции наибольшие объемы излияний так же, как и основная фаза грабенообразования, пришлись на интервал 135–120 млн лет. Этот интервал согласуется со временем образования траппов Параны-Этендека и плато Онтонг-Ява, расположенных в противоположных сегментах Земли, и, таким образом, указывает на глобальный характер мантийной активности. В Тихоокеанском ее секторе, приближенном к юго-восточной окраине Азиатского континента, в это время активизируется Тихоокеанский суперплюм (Utsunomiya et al., 2007), соседство с которым позволяет связать внутриплитную активность в Центральной Азии с одним из его ответвлений. По времени эти процессы оказались близкими к закрытию Монголо-Охотского океана и к заложению активной континентальной окраины на границе с Тихим океаном. Совмещение этих разных по геодинамической природе процессов в Восточно-Азиатском сегменте Земли стало причиной формирования здесь сложной геодинамической обстановки. Возможно, в наибольшей степени двойственный характер этой обстановки проявился в области формирования ВМВО и Больше-Хинганского вулканического пояса. В развитии ВМВО влияние субдукционных источников магматизма сказалось на составе магматических продуктов ранних этапов формирования области. А участие мантийного плюма в формировании Больше-Хинганского вулканического пояса становится заметным, начиная с конца первой половины раннего мела (Sun et al., 2013; Xu et al., 2013; Wu et al., 2002).

Рис. 15.

Корреляция этапов магматической активности глобальной системы мантийных плюмов в интервале 0–150 млн лет (Larson, Olson, 1991) (а) и внутриплитного магматизма позднемезозойской–кайнозойской вулканической провинции Востока Азии (Ярмолюк и др., 1995, 2019б) (б). 1 – океанические плато, подводные горы и траппы; 2 – субдуцированная часть Тихоокеанских плато.