Петрология, 2022, T. 30, № 5, стр. 457-479

Результаты полевого исследования вулканических пород

В пределах восточной части ВМВО были изучены породы шести вулканических полей: грабен долины р. Улдза-гол (рис. 1, I); район сомона Норовлин (рис. 1, II); район сомона Дадал на северном берегу р. Онон (рис. 1, III); район сомона Батноров (рис. 1, IV); район сомона Баян-Адарга (рис. 1, V). Также были изучены основные породы Мандах – Мандал-Гобийской зоны (Средняя Гоби), расположенной в юго-западной части ВМВО (рис. 1, VI).

Вулканические ассоциации этих полей соответствуют трем последовательным этапам развития ВМВО. Первому из них соответствуют породы базальт-трахибазальт-трахиандезитовой формации. Они формировались в период главной вулканической фазы, охватившей большую часть раннего мела и сопровождавшейся активным грабенообразованием (Ярмолюк и др., 2020). Эти породы преобладают в строении области, образуя ее лавовый чехол, поэтому здесь мы объединяем их в качестве чехольного или покровного вулканического комплекса. Породы этого комплекса участвуют в строении вулканических полей Улдза-гол, Норовлин, Северный Онон, Батноров, Баян-Адарга.

Вулканическое поле Батноров сложено базальтами, формирующими крупное лавовое плато, которые стратиграфически согласно перекрываются трахитами и трахидацитами, имеющими ограниченное распространение. Вулканические породы залегают на пенепленизированном основании, сложенном разновозрастными допозднемезозойскими комплексами. Базальтовое плато состоит из многочисленных потоков небольшой (до 10 м) мощности. В их составе участвуют как сильнопористые, так и массивные стекловатые базальты (рис. 2а), которые чередуются по разрезу. Потоки местами слабо деформированы (угол падения 10°), суммарная мощность лавовых потоков превышает 1000 м.

Рис. 2.

Фотографии пород вулканических полей: (а) – афировый базальт вулканического поля Батноров, (б) – гиалокластит, (в) – афировый тефрит вулканического поля Улдза-гол, (г) – базанит с мантийными ксенолитами Средне-Гобийского вулканического ареала.

Породы покровного комплекса определяют строение вулканических полей Норовлин, Северный Онон и Баян-Адарга. Эти поля приурочены к Норовлинскому и Ононскому грабенам, соответственно, и характеризуются разрезами мощностью до 500 м и более. Местами в основании лавовых полей отмечаются слабо сцементированные светло-серые гравелиты и песчаники раннего мела. Среди базальтов обычны шаровые лавы и гиалокластиты, свидетельствующие об излияниях базальтов в условиях достаточно глубоких озер, а также о сопряженном формировании грабенов и вулканитов. На последнее обстоятельство указывает некомпенсированный характер грабенов и отсутствие в нижних частях их разрезов значительных объемов терригенных пород. Вулканический грабен, сопряженный с долиной р. Улдза-гол, выполнен серией полого залегающих потоков афировых базальтов и их гиалокластитов (рис. 2б). В бортах долины встречены выходы трахириолитов в виде небольших экструзивных куполов. Трахириолиты перекрываются базальтами, что, скорее всего, свидетельствует о формировании базальтов грабена Улдза-гол во второй половине раннего мела, для которой кислые вулканиты не характерны (Ярмолюк и др., 2020).

Формирование покровного комплекса завершилось образованием серии отдельных шлаковых куполов, экструзий, штоков, даек, лакколитов у восточной границы области в пределах вулканического поля Улдза-гол. Это поле сложено трахиандезибазальтами и щелочными базальтоидами. Породы начали формироваться в конце раннего мела и продолжили в начале позднего мела (см. далее), что позволяет определить их как раннемеловой (трахиандезибазальтовый) экструзивный комплекс. В наиболее крупнозернистых разновидностях пород комплекса отмечаются фенокристы пироксена и оливина (рис. 2в). В них также встречаются ксенокристы санидина и оливина, отмечаются и ксенолиты лерцолитов (Dash et al., 2015). Характер распределения этих пород ареальный, не контролируемый определенными структурными элементами. Их выходы венчают лавовые плато, сложенные породами чехольного комплекса ВМВО, что указывает на их более молодой геологический возраст. Стоит также отметить, что в пределах вулканического поля Улда-гол также была выделена базанитовая ассоциация пород (Dash et al., 2015). Однако в настоящей работе внимание будет уделено лишь оригинальной коллекции образцов, представленной в основном трахиандезибазальтами.

Наиболее молодую группу пород представляют щелочные базальтоиды (базаниты, трахибазальты), слагающие многочисленные экструзивные тела вблизи западной границы ВМВО. Проявления этих пород сосредоточены вдоль общей линейной зоны север–северо-западного простирания, которая выделяется так же как Мандах – Мандал-Гобийская зона (Ярмолюк и др., 2019). В ее пределах отмечаются отдельные скопления экструзивных тел, приуроченные к узлам пересечения зоны с разломами северо-восточного простирания. Породы этой группы насыщены ксенокристами санидина и оливина, а также ксенолитами лерцолитов (рис. 2г). Эта ассоциация пород формировалась в позднем мелу и раннем кайнозое, поэтому далее мы будем определять ее как позднемеловой (щелочнобазальтоидный) экструзивный комплекс.

Оценка возраста вулканитов

В литературе имеются достаточно многочисленные оценки возраста для пород покровного вулканического комплекса ВМВО. Известно, что формирование этих вулканитов в основном проходило в раннем мелу (135–105 млн лет) (Ярмолюк и др., 2020; Bars et al., 2018; Dash et al., 2015; Sheldrick et al., 2020а). В развитии Мандах – Мандал-Гобийского линейного ареала было выделено два этапа магматизма – позднемеловой (около 85 млн лет) и раннекайнозойский (около 50 млн лет) (Ярмолюк и др., 2019). В то же время в литературе для пород экструзивного комплекса поля Улдза-гол встречается лишь одна оценка возраста – 104 млн лет (Dash et al., 2015). В связи с этим нами были проведены дополнительные геохронологические исследования вулканических пород этого поля K-Ar методом. Несмотря на то, что данный метод надежно зарекомендовал себя при определении возраста пород кайнозойского возраста (Чернышев и др., 2006), в случае вулканитов позднего мезозоя могли быть получены некорректные оценки возраста из-за накопленных за более длительный временной период постмагматических изменений пород. Поэтому для определения возраста на основе петрографических наблюдений отбирались образцы в наименьшей степени подверженные вторичным изменениям, которые затем проходили тщательную ручную очистку под микроскопом. Кроме того, полученные оценки K-Ar возраста сопоставлялись с имеющимися определениями возраста ⁴⁰Ar-³⁹Ar методом. Достоверность результатов геохронологического исследования пород также проверялась при помощи стратиграфического контроля, когда полученные оценки возраста пород соотносились с положением толщи в разрезе относительно других толщ с установленным возрастом. Результаты K-Ar датирования приведены в табл. 1.

Возраст для образца трахиандезита (ВГ-7/7) из крупного лавового поля, приуроченного к грабену Улдза-гол и отнесенного по геологическим показателям к покровному комплексу, составил 123 ± ± 3 млн лет. Этот возраст соответствует ранее полученным оценкам для пород покровного комплекса (Dash et al., 2015; Bars et al., 2018; Sheldrick et al., 2020а; Ярмолюк и др., 2020).

Возраст пород трахиандезибазальтового экструзивного комплекса был определен для пород трех лавовых куполов, венчающих и прорывающих породы покровного комплекса. Он составил (в млн лет): 104.2 ± 3 (обр. ВГ-7/22), 100 ± 3 (обр. ВГ-7/31) и 90.4 ± 2 (обр. ВГ-7/34). Эти данные хорошо согласуются с результатами геохронологических исследований, выполненных (Dash et al., 2015), и свидетельствуют о том, что образование этих пород началось в конце раннего мела. На этом основании мы дополнительно определяем трахиандезибазальтовый экструзивный комплекс как раннемеловой.

Химическая характеристика пород

Результаты макро- и микрокомпонентного анализа вулканических пород представлены в Supplementary, ESM_1.xlsx.

Макрокомпоненетный состав

Вулканические породы основного–среднего состава покровного комплекса ВМВО, согласно классификации TAS, в большинстве своем отвечают трахибазальтам и трахиандезибазальтам с подчиненным количеством трахиандезитов (рис. 3). Содержание кремнезема в них варьирует в диапазоне 48.5–61.3 мас. %. Значение магнезиальности (Mg#) вулканитов находится в пределах 0.15–0.41.

Рис. 3.

Классификационная диаграмма в координатах (Na₂O + K₂O)–SiO₂ (Le Bas et al., 1986). А – андезит, АБ – андезибазальт, Б – базальт, ТА – трахиандезит, ТБ – трахибазальт, ТАБ – трахиандезибазальт, Бзн – базанит, ФнТ – фонотефрит. Вулканические породы ВМВО: 1, 2 – вулканиты покровного вулканического комплекса: 1 – оригинальные данные, 2 – опубликованные данные (Bars et al., 2018; Sheldrick et al., 2020а); 3 – щелочные базальтоиды раннемелового экструзивного комплекса вулканического поля Улдза-гол; 4 – щелочные базальтоиды позднемелового экструзивного комплекса Средней Гоби.

Базальты покровного комплекса характеризуются высокими содержаниями K₂O (1.44–5.74 мас. %) и P₂O₅ (0.17–1.96 мас. %). Также особенностью данных вулканитов является повышенное содержание TiO₂ (1.9–3.9 мас. %) для пород основного ряда. Содержание MgO в наиболее примитивных вулканитах достигает 4 мас. %. Средние содержания Al₂O₃, FeO_tot, CaO и Na₂O в базальтах составляют 14.3, 13.0, 7.7 и 3.6 мас. % соответственно.

Среди изученных нами пород раннемелового экструзивного комплекса (поле Улдза-гол) по петрохимическому составу можно выделить две группы. Первая группа пород не отличается от вулканитов покровного комплекса. Для трахиандезибазальтов и фонотефритов второй группы пород характерны в среднем более низкие содержания TiO₂ (<2 мас. %), FeO_tot (<8.8 мас. %), P₂O₅ (~1 мас. %) и более высокие содержания Al₂O₃ (>18 мас. %), MgO (>4.2 мас. %), Na₂O (~4.5 мас. %) и K₂O (>3 мас. %) по сравнению с базальтами покровного комплекса. Магнезиальность в щелочных базальтоидах достигает 0.56, превышая данный показатель для продуктов платобазальтовых излияний более раннего этапа. Стоит отметить, что в нормативном минеральном составе вулканитов второй группы экструзивного комплекса поля Улдза-гол присутствует нормативный нефелин. Отметим, что в составе этого комплекса по данным (Dash et al., 2015) участвуют также пикробазальты.

Породы позднемелового экструзивного комплекса, локализованные в пределах Средней Гоби (у западной границы ВМВО), согласно классификации TAS, относятся к щелочным пикробазальтам, щелочным базальтоидам и более редким трахибазальтам (рис. 3). Среди продуктов вулканизма здесь преобладают нефелин-нормативные породы. Содержание SiO₂ в базанитах составляет от 42.4 до 51.3 мас. %. Магнезиальность вулканитов находится в пределах 0.43–0.65, а содержание MgO – от 5.2 до 12.2 мас. %, что превышает показатели для основных вулканитов покровного и раннемелового экструзивного комплексов ВМВО. Содержание TiO₂ в базанитах и трахибазальтах в среднем немного ниже, чем в основных вулканитах покровного комплекса, и составляет от 1.9 до 3.2 мас. %. По сравнению с трахибазальтами покровного комплекса, базаниты содержат заметно больше CaO (9.4 мас. %) и меньше Al₂O₃, FeO_tot, K₂O и P₂O₅ – 13.9, 11.8, 1.2 и 0.7 мас. % соответственно.

По суммарному содержанию щелочей все породы рассматриваемых вулканических полей попадают в щелочную серию. Согласно петрохимической классификационной диаграмме SiO₂–K₂O (Ewart, 1982), подавляющее большинство рассматриваемых вулканитов следует отнести к высококалиевой известково-щелочной и щелочной сериям (рис. 4).

Рис. 4.

Классификационная диаграмма K₂O–SiO₂ (Ewart, 1982). А – андезит, АБ – андезибазальт, Б – базальт, Ш – шошонит, Абс – абсарокит, Бнк – банакит. Остальные условные обозначения см. рис. 3.

Микрокомпонентный состав

Основные вулканиты ВМВО, независимо от их возраста, обогащены несовместимыми редкими элементами. В большинстве случаев их содержание превышает стандарт OIB.

Несмотря на высокую степень обогащения редкими элементами, в случае базитов покровного комплекса распределение редких элементов на спайдер-диаграммах частично сходно с таковым вулканических пород островных дуг (IAB) (рис. 5). Для них характерно обогащение крупноионными литофильными элементами (LILE) (Rb, Th, U, K, Pb) относительно высокозарядных (HFSE) (Nb, Ta, P). На спайдер-диаграммах можно наблюдать положительные Ba- и Pb-аномалии, а также отрицательные аномалии Ta, Nb, Ti и Sr.

Рис. 5.

Слева – спектры распределения содержаний редких элементов для вулканических пород ВМВО, нормированных на примитивную мантию (McDonough et al., 1992; Sun, 1980). Справа – спектры распределения содержаний REE вулканических пород ВМВО, нормированных на CHUR (Wakita et al., 1971). Спектры IAB согласно (Kelemen et al., 2003), спектры OIB согласно (Sun, McDonough, 1989). На графики вулканитов покровного комплекса нанесены также данные (Bars et al., 2018; Sheldrick et al., 2020а).

Породы раннемелового экструзивного комплекса поля Улдза-гол отличаются по спектру распределения редких элементов от базальтоидов покровного комплекса (рис. 5). Среди этих пород, как и в случае макроэлементного состава, можно выделить две группы. Для первой группы пород характерны менее выраженные Ta- и Nb-минимумы, а также слабый Pb-максимум по сравнению с породами покровного вулканического комплекса. На спектрах распределения редких элементов второй группы щелочных базальтоидов видны отчетливые Ta- и Nb-максимумы наряду с Pb-минимумом. Эта группа демонстрирует меньшее обогащение редкими элементами, нежели вулканиты покровного комплекса. По своим геохимическим характеристикам ее породы сопоставляются с базанитами, изученными (Dash et al., 2015).

Породы позднемелового экструзивного комплекса Средне-Гобийского ареала в еще большей степени отличаются по микрокомпонентному составу от большинства пород покровного комплекса раннего мела. На спайдер-диаграммах распределение редких элементов в большей степени сходно с таковым OIB (рис. 5). Это подобие выражается в том, что для большинства спектров базанитов характерны ярко выраженные положительные Ta- и Nb-аномалии, отрицательная Pb-аномалия. В отличии от щелочных базальтоидов раннемелового экструзивного комплекса в спектрах позднемеловых щелочных базальтоидов присутствует слабый Ti-минимум.

Спектры распределения REE в породах покровного комплекса и в щелочных базальтоидах раннемелового экструзивного комплекса демонстрируют большую степень обогащения LREE относительно HREE по сравнению с OIB (рис. 5). Величина La_N/Yb_N отношения в базальтах покровного комплекса варьирует от 13.9 до 31.8. В щелочных базальтоидах раннемелового экструзивного комплекса этот показатель составляет от 10.7 до 14.6. В некоторых породах обоих комплексов имеется слабовыраженный Eu-минимум.

Породы позднемелового экструзивного комплекса Средне-Гобийского ареала характеризуются спектрами распределения REE, близкими к OIB (рис. 5). Величина La_N/Yb_N отношения в этих породах составляет от 6.7 до 21.8.

Изотопный состав

Результаты изучения Sr, Nd и Pb изотопных характеристик в вулканических породах ВМВО представлены в табл. 2 и 3 и на рис. 6 и 7.

Рис. 6.

Диаграмма в координатах ε_Nd–(⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)_i. Точки составов мантийных ксенолитов лерцолитов из базальтов кайнозойских полей Монголии согласно (Wiechert at al., 1997). Данные для нижнекоровых ксенолитов гранулитов согласно (Ancuta, 2017; Barry et al., 2003). Светло-серое поле – базальты OIB согласно (Hofmann, 2014). DMM – деплетированная MORB мантия, EM-I, EM-II и HIMU – обогащенные мантийные источники (Hofmann, 2014). Остальные условные обозначения см. рис. 3.

Рис. 7.

Диаграмма в координатах (²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb)_i–(²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb)_i. Геохрона 4.55 млрд лет для одностадийной модели изотопной эволюции свинца (Фор, 1989). NHRL – Northern Hemisphere Reference Line, (Hart, 1984). GLOSS – средний состав морских осадков (Plank, Langmuir, 1998). Поле составов OIB согласно (Rollinson, Pearce, 2021). Остальные условные обозначения см. рис. 3 и 6.

Изотопные характеристики Sr-Nd в вулканитах основного и среднего состава покровного комплекса проявляют незначительные вариации. На диаграмме в координатах ε_Nd–(⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)_i они смещены в область, занимающую промежуточное положение между характеристиками EM-I и EM-II (рис. 6). В эту же область попадают и щелочные базальтоиды раннемелового экструзивного комплекса поля Улдза-гол, имеющие геохимическое сходство с породами покровного комплекса. Трахиандезибазальты того же поля, имеющие сходство с OIB, характеризуются более деплетированным составом ((⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)_i = 0.704630, ε_Nd = +1.35). Фигуративные точки составов пород позднемелового экструзивного комплекса Средней Гоби в большинстве своем попадают в первый квадрант диаграммы. При этом они формируют тренд, начинающийся из области пород покровного комплекса и продолжающийся в сторону состава деплетированной мантии.

Как и в случае Sr-Nd изотопных характеристик, изотопные характеристики Pb в исследуемых вулканических породах ВМВО существенно отклоняются от параметров, отвечающих деплетированной мантии. На диаграмме в координатах (²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb)_i–(²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb)_i (рис. 7) вулканические породы покровного комплекса расположены ближе к области составов EM-II, формируя при этом слабовыраженный тренд, начинающийся от области EM-II и продолжающийся в область составов источника EM-I. В свою очередь, изотопные характеристики Pb в щелочных базальтоидах раннемелового экструзивного комплекса располагаются в нижнем окончании указанного тренда.

Изотопные характеристики Pb в щелочных базальтоидах позднемелового экструзивного комплекса на диаграмме (²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb)_i–(²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb)_i формируют более пологий тренд, по сравнению с вулканитами предшествующего этапа, начинающийся от области составов EM-II и продолжающийся в область составов Pb, отвечающей характеристикам источника EM-I (рис. 7).

Источники магматизма покровного комплекса

Особенности вещественного состава вулканических пород ВМВО свидетельствуют о достаточно сложных механизмах их образования, подразумевающих участие в их формировании нескольких источников с различными изотопно-геохимическими параметрами. В большей степени данная неопределенность типична для вулканических пород покровного комплекса ВМВО. Базальты этого комплекса характеризуются достаточно дифференцированным составом (SiO₂ ≥ 47 мас. %, MgO ≤ 4.5 мас. %), что может быть обусловлено тремя причинами: кристаллизационной дифференциацией базитовых расплавов, ассимиляцией сиалического вещества вмещающих пород, участием в формировании расплавов пород континентальной метасоматизированной литосферной мантии (КМЛМ).

О роли кристаллизационной дифференциации при формировании пород основного и среднего состава покровного комплекса

Влияние процесса кристаллизационной дифференциации на состав исследуемых вулканитов не является очевидным. Среди вулканитов базальтового состава ВМВО, рассматриваемых в настоящей работе, а также изученных ранее (Dash et al., 2015; Bars et al., 2018; Sheldrick et al., 2020а; Ярмолюк и др., 2020), не было выявлено пород с более примитивным составом относительно параметров, приведенных выше. Тем не менее нет оснований исключать участие этого процесса в формировании вещественного состава исследуемых базальтоидов. Однако степень кристаллизационной дифференциации не влияет на принадлежность пород к той или иной петрохимической серии (щелочная, толеитовая и т.д.), а также на соотношения высоконесовместимых элементов, отражающих условия формирования расплавов и состав источников.

Тем не менее процессы фракционной кристаллизации клинопироксена и в незначительной степени плагиоклаза в расплавах базальтового состава ответственны за формирование трахиандезибазальтов и трахиандезитов, что иллюстрируется графиками, приведенными на рис. 8. Обратная зависимость отношения CaO/Al₂O₃ и SiO₂ на графике 8а свидетельствует о доминирующей кристаллизации клинопироксена, а не плагиоклаза. Однако слабое убывание величины Eu/Eu* с ростом SiO₂ на графике 8б все же свидетельствует о незначительном фракционировании плагиоклаза по мере эволюции расплавов.

Рис. 8.

Вариационные диаграммы для пород основного и среднего состава покровного комплекса ВМВО, иллюстрирующие роль фракционирования пироксена (а) и плагиоклаза (б) при формировании трахиандезитов. Условные обозначения см. на рис. 3.

Изотопные характеристики Sr, Nd и Pb в средних породах, входящих в ассоциации вулканических полей раннемелового этапа развития ВМВО, не проявляют каких-либо систематических различий с ассоциирующими с ними базальтоидами. Это также позволяет сделать вывод, что большую роль при формировании трахиандезитов сыграли процессы кристаллизационной дифференциации.

О роли процессов ассимиляции при формировании базальтоидов покровного комплекса

С одной стороны, на возможную роль процессов ассимиляции могут указывать изотопные характеристики Sr, Nd и Pb в исследуемых породах, демонстрирующих на диаграмме изотопных составов существенное смещение в область составов верхней коры (рис. 6, 7). С другой стороны, наблюдаемые Sr, Nd и Pb изотопные характеристики могут отражать особенности изотопного состава источника, участвовавшего в их образовании. В этом отношении являются показательными диаграммы в координатах отношений высоконесовместимых элементов, рассматриваемые в дальнейшем (рис. 9). Указанные отношения существенно не зависят от условий кристаллизационной дифференциации. Соответственно, расплавы, участвующие в смешении, будут характеризоваться теми же отношениями высоконесовместимых элементов, что и источники этих расплавов. На указанные диаграммы вынесен средний состав MORB (Gale et al., 2013), как продуктов плавления деплетированной мантии, а также состав возможного корового контаминанта, представленного образцом амфиболового гнейса из метаморфического комплекса в пределах террейна Эриндава (обр. ВГ-4/31, химический состав образца приведен в Supplementary, ESM_1.xlsx). Состав этого гнейса близок к среднему составу нижнекоровых гранулитов, встречающихся в пределах кайнозойских лавовых полей Монголии (Barry et al., 2003; Ancuta, 2017). Кроме того, обр. ВГ-4/31 характеризуется мезопротерозойским модельным Sm-Nd возрастом (1.6 млрд лет). Выше сказанное дает основание рассматривать состав указанного образца, как отражающий средний состав континентальной коры древнего микроконтинента Эриндава, в пределах которого развиты породы покровного комплекса ВМВО. На диаграммах рис. 9 видно, что тренды, характеризующие процесс ассимиляции корового вещества мантийным расплавом, находятся в стороне от поля составов базальтов покровного комплекса, что позволяет исключить ассимиляцию корового вещества, как причину наблюдаемого отличия изотопных характеристик Sr, Nd и Pb в рассматриваемых породах от мантийных параметров.

Рис. 9.

Вариационные диаграммы для базальтоидов ВМВО в координатах отношений высоко несовместимых элементов. (а) – поля составов различных мантийных источников согласно (Abdel-Rahman, 2002), (б) – поля для вулканитов из различных геодинамических обстановок согласно (Hou et al., 2015), (в) – поле IAB (островодужные базальты, продукты плавления КМЛМ) согласно (Isuzuka et al., 2007; Pearce et al., 2005), поле OIB (базальты океанических островов) – (Kawabata et al., 2011; Willbold, Stracke, 2006; Workman et al., 2004); черной стрелкой показано положение точек шошонитов согласно (Guo et al., 2006; Sun, Stern, 2001). (г) – поля для вулканитов различных геодинамических обстановок согласно (Pfander et al., 2007). Красные пунктирные линии отвечают трендам ассимиляции коровых пород, представленных образцом гнейса ВГ-4/31, продуктами плавления мантии MORB (Gale et al., 2013). Остальные условные обозначения см. рис. 3.

О роли пород литосферной мантии при формировании базальтоидов покровного комплекса

На сегодняшний день существуют гипотезы, отводящие значительную роль процессам плавления вещества КМЛМ при образовании раннемеловых пород покровного комплекса ВМВО (Ярмолюк и др., 2020; Sheldrick et al., 2020а). Основанием для участия пород КМЛМ в качестве источника этих вулканитов является ряд особенностей их вещественного состава. Во-первых, эти породы имеют высокие значения LILE/HFSE, LREE/HREE отношений, что свойственно продуктам плавления пород литосферной мантии (Pearson, Nowell, 2002) (рис. 9а, 9б, 9г). Во-вторых, на спектрах распределения редких элементов для образцов вулканитов наблюдаются положительные аномалии по таким флюидомобильным элементам, как Ba и Pb (рис. 5).

Еще одной характерной особенностью этих вулканитов является их высокая величина Nb/Ta отношения, систематически превышающая таковую в производных плавления верхней мантии (базальты MORB и OIB) (рис. 9г). С одной стороны, увеличение отношения Nb/Ta может являться следствием стабильности рутила при плавлении эклогитов в зоне субдукции (Klemme et al., 2002; König, Schuth, 2011). С другой стороны, расплавы и флюиды, образующиеся при плавлении пород в зоне субдукции, могут обогащать вышележащий клин литосферной мантии Nb относительно Ta. При последующем плавлении пород такой литосферной мантии расплавы будут обладать высоким Nb/Ta отношением. Относительное обогащение Ba и Pb, фиксируемое в исследуемых вулканитах, также может указывать на участие в их образовании субдукционно измененной мантии (Pearce et al., 2005).

Изотопные характеристики Sr, Nd и Pb также свидетельствуют о роли вещества КМЛМ в процессах магмогенерации, поскольку формирование источника EM-II связывается с процессами метасоматического взаимодействия расплавов с литосферной мантией (Workman et al., 2004). Участие терригенно-осадочного компонента, с которым также связывают источник EM-II, могло носить опосредованный характер через метасоматическое преобразование надсубдукционного мантийного клина отщеплявшимся от осадков флюидом на этапе закрытия Монголо-Охотского палеоокеана или ранее на этапах корообразования, связанных с эволюцией Палеоазиатского океана. Изотопный состав Pb, который в отличии от Nd является флюидомобильным элементом, хорошо иллюстрирует природу источника EM-II. На рис. 7 точка среднего состава морских осадков (GLOSS) находится в области источника EM-II. В свою очередь, прямое частичное плавление осадков, должно привести к высокой степени относительного обогащения Th в итоговых расплавах, как это имеет место в породах шошонитовой серии островодужных и континентальных обстановок (Guo et al., 2006; Sun, Stern, 2001). В таком случае точки вулканитов, сформировавшихся в результате плавления осадков, на диаграмме в координатах Th/Sm–Ba/Th (рис. 9в) должны находиться рядом либо правее точки GLOSS. Однако мы не наблюдаем похожей картины в случае пород покровного комплекса ВМВО.

Таким образом, вещественный состав вулканитов покровного комплекса ВМВО указывает на заметную роль пород КМЛМ в их формировании. Однако данный вывод не указывает на определенные породы, плавление которых ответственно за формирование материнских расплавов. Учитывая состав КМЛМ, в формировании вулканических пород могут принимать участие породы семейства перидотитов, кремнедефицитные пироксениты и эклогиты (Streckeisen, 1979). Последние два типа пород, согласно классификации в (Lambart et al., 2012, 2016), отличаются по степени насыщенности кремнеземом. Кремнедефицитные пироксениты являются источником нефелин-нормативных расплавов. Эклогиты являются аналогом кремнеизбыточных пироксенитов и служат источником кварц-нормативных расплавов.

Среди ксенолитов Монголии, которые по мнению исследователей представляют метасоматически измененную мантию, встречаются лерцолиты, обогащенные щелочами, Fe, Ca, LREE, Th, U и обедненные Ti, Nb, Hf, Zr (Kononova et al., 2002; Wiechert et al., 1997). Такие геохимические особенности лерцолитов свидетельствуют о том, что при их плавлении возможно образование расплавов со степенью обогащения и характером распределения редких элементов, близкими к исследуемым вулканитам. Однако параметр ε_Nd в этих образцах принимает значение выше +3 (рис. 6). Для большинства исследуемых пород покровного комплекса характерно слабо отрицательное значение этого параметра.

Кроме того, величина отношения Zn/Fe в вулканических породах, согласно (Roux et al., 2010), может выступать индикатором плавления перидотитового субстрата при их формировании. На диаграмме в координатах Zn/Fe × 10⁴–MgO (рис. 10) видно, что перидотиты в чистом виде не могли быть источником вулканитов покровного комплекса ВМВО.

Рис. 10.

Диаграмма в координатах Zn/Fe × 10⁴–MgO для базальтоидов ВМВО. Поле пород, источником которых служили перидотиты, нанесено согласно (Roux et al., 2010). Остальные условные обозначения см. рис. 3.

С одной стороны, согласно экспериментальным данным, плавление пироксенитов при P = = 10–25 кбар (Lambart et al., 2009, 2013) может привести к образованию высокотитанистых, высокожелезистых и низкомагнезиальных расплавов. С другой стороны, эти расплавы характеризуются пониженным содержанием SiO₂ (37–44 мас. %), что также не позволяет рассматривать пироксениты в качестве прямого источника исследуемых пород. Наилучшим образом это иллюстрируется диаграммой в координатах форстерит–Са-чермакит–кварц, являющейся проекцией диаграммы CMAS (O’Hara, 1965) (рис. 11). Левая часть диаграммы, разделенная линией Са-чермакит–энстатит, характеризует кремнедефицитные расплавы, эволюция которых направлена в область нефелин-нормативных составов. Правая часть диаграммы характеризует кремнеизбыточные расплавы, эволюция которых направлена в сторону накопления кремнезема. Экспериментальные расплавы мантийных пироксенитов расположены в левой части треугольника, в то время как расплавы MORB-подобных эклогитов направлены в сторону накопления кремнезема (Lambart et al., 2013). Из рис. 11 видно, что точки составов вулканитов Восточной Монголии покровного комплекса также лежат в правой части диаграммы, попадая в поле продуктов плавления эклогитов.

Рис. 11.

Проекция форстерит–Са-чермакит–кварц диаграммы CMAS (O’Hara, 1965) для базальтоидов ВМВО. Желтой звездочкой показан состав кремненасыщенного эклогита, черной звездочкой – состав кремнедефицитного пироксенита. Стрелки иллюстрируют эволюционные тренды изменения состава расплавов при уменьшении степени плавления эклогита и пироксенита, согласно данным экспериментов плавления (Lambart et al., 2013). Остальные условные обозначения см. рис. 3.

Согласно имеющимся представлениям, кремнедефицитные пироксениты образуются при реакционном взаимодействии эклогитовых выплавок и вмещающего перидотита (например, Sobolev et al., 2007). В этом случае минералы группы пироксена образуются за счет растворения оливина, являющегося основным буфером Ni при плавлении мантийного субстрата. Поэтому продукты плавления пироксенитов должны содержать значительные количества Ni. Так, например, гавайские базальты, образовавшиеся при плавлении мантийных пироксенитов, содержат 68–465 г/т Ni (Greene et al., 2010). В то же время содержание Ni в исследуемых породах варьирует в диапазоне 22–41 г/т.

Результаты экспериментов по плавлению эклогитового субстрата показывают, что при плавлении более богатых SiO₂ эклогитов могут образовываться расплавы, близкие по своим петрогенным характеристикам к рассматриваемым вулканитам Восточной Монголии (Lambart et al., 2009, 2013) (рис. 12). Однако традиционно с эклогитовым источником связывают породы более кислого, дацитового состава. В этом случае базальтовый состав раннемеловых вулканитов ВМВО может быть результатом смешения расплавов, образовавшихся при плавлении эклогита и расплавов, образовавшихся при плавлении перидотитовой мантии. Кроме того, анализ экспериментальных данных показал, что при реакционном взаимодействии эклогитовых расплавов и перидотитов возможно образование магм, сходных по большинству петрогенных компонентов с рассматриваемыми породами покровного комплекса (рис. 12) (Lambart et al., 2012; Mallik, Dasgupta, 2012).

Рис. 12.

Диаграммы Харкера для базальтоидов ВМВО, построенные на основании экспериментальных данных плавления различных типов пород: перидотиты (Baker, Stolper, 1994; Dasgupta et al., 2007; Hirose, Kushiro, 1993; Hirose, 1998; Hirose, Kushiro, 1998; Kinzler, 1997; Kushiro, 2001; Walter, 1998), эклогиты (Klemme et al., 2002; Lambart et al., 2013; Pertermann, Hirschmann, 2003; Spandler et al., 2008; Takahahshi et al., 1998), пироксениты (Hirschmann et al., 2003; Keshav et al., 2014; Kogiso et al., 2003; Lambart et al., 2009), продукты реакции эклогит–перидотит (Lambart et al., 2012; Mallik, Dasgupta, 2012; Mallik, Dasgupta, 2014). Остальные условные обозначения см. рис. 3.

Участие пород, подобных по химизму эклогитам, в образовании вулканитов покровного комплекса также подтверждается и изотопными характеристиками Sr, Nd и Pb. Формирование источника EM-I, явно прослеживаемое в образовании рассматриваемых пород, связывается с деламинированными породами континентальной литосферной мантии (Hoffman, 2014) или нижней континентальной коры (Willbord, Stracke, 2010). На диаграммах изотопного состава Sr, Nd и Pb (рис. 6, 7) большинство точек ксенолитов нижнекоровых гранулитов Монголии тяготеют к области источника EM-I и являются продолжением тренда рассматриваемых вулканитов. Следует отметить, что по химическому составу мафические гранулиты весьма схожи с эклогитами. Таким образом, тренд точек вулканитов покровного комплекса из области источника EM-II в область источника EM-I, который явно прослеживается на диаграмме изотопного состава Pb, можно объяснить уменьшающейся ролью в процессах плавления пород КМЛМ (метасоматизированные перидотиты) с нарастающей ролью пород нижней континентальной коры (эклогитовый субстрат).

Источники магматизма раннемелового экструзивного комплекса

Изотопно-геохимические особенности щелочных базальтоидов раннемелового экструзивного комплекса позволяют сделать вывод о том, что формирование их расплавов проходило по тому же сценарию, что и образование расплавов вулканитов покровного комплекса ВМВО. При этом вещественный состав базальтоидов экструзивного комплекса поля Улдза-гол фиксирует наименьшую степень участия в их формировании пород КМЛМ и большую роль эклогитового источника. Об этом свидетельствуют спектры распределения редких элементов образцов вулканитов с положительными Ta- и Nb-аномалиями и слабо проявленной или отсутствующей отрицательной Sr-аномалией (рис. 5). Кроме того, изотопный состав Pb базальтоидов раннемелового экструзивного комплекса (рис. 7) также фиксирует большую роль эклогитового источника по сравнению с вулканитами покровного комплекса ВМВО.

Источники магматизма позднемелового экструзивного комплекса

Кремнедефицитный и высокощелочной (базанитовый) состав вулканитов позднемелового экструзивного комплекса Средней Гоби с OIB-типом спектров редких элементов и положительными значениями ε_Nd указывают на участие в формировании этих пород вещества астеносферной мантии (Barry et al., 2007; Sheldrick et al., 2020б). В свою очередь, вовлечение в плавление астеносферной мантии может быть обусловлено следующими причинами: восходящим мантийным потоком (плюмом) из нижней мантии (Ярмолюк и др., 2020) или с уровня переходного слоя мантии (Dash et al., 2015), процессом деламинации (Sheldrick et al., 2020б).

На диаграммах изотопного состава Sr, Nd и Pb (рис. 6, 7) видно, что тренды точек щелочных базальтоидов позднемелового экструзивного комплекса начинаются в одной области составов базальтоидов покровного комплекса. Это дает основание предполагать, что в формировании пород этого экструзивного комплекса, как и в случае пород покровного комплекса, принимали участие перидотиты КМЛМ. Однако распределение точек позднемеловых щелочных базальтоидов в вышеупомянутых трендах на этих диаграммах свидетельствует о том, что породы КМЛМ в их формировании сыграли минимальную роль.

Сопоставление химического состава щелочных базальтоидов позднемелового экструзивного комплекса с данными экспериментов плавления мантийных пород различного субстрата (рис. 11, 12) свидетельствует о том, что в их формировании, помимо компонента астеносферной мантии, мог участвовать источник, отвечающий кремнедефицитному пироксениту.

Примечательно также и то, что базальты покровного комплекса и позднемеловые щелочные базальтоиды существенно различаются по изотопным характеристикам Pb (рис. 7). Изотопный состав Pb в позднемеловых щелочных базальтоидах указывает на более древний возраст (>2.5 млрд лет, рис. 13) рециклированного компонента по сравнению с обогащенным источником базальтов покровного комплекса ВМВО. Такое различие в изотопных параметрах обогащенных источников могло быть вызвано разными причинами. Во-первых, они могли быть обусловлены неоднородностью континентальной литосферы, в пределах которой протекал магматизм. Так, изученные породы покровного комплекса локализованы в пределах микроконтинента Эриндава, характеризующегося протерозойским возрастом формирования (рис. 1). Щелочные базальтоиды Средней Гоби проявлены в пределах более молодых палеозойских структурных блоков. Если бы литосфера влияла на состав источников магматизма, то это влияние должно было бы выразиться в более древнем возрасте источников пород покровного комплекса. В нашем же случае наблюдается обратная картина. Другой причиной различий изотопного состава рассматриваемых вулканических пород могло стать участие различных мантийных источников в их формировании. В этом случае формирование щелочных базальтоидов Средней Гоби могло происходить по сценарию, согласно (Sobolev et al., 2007). Древний эклогитовый материал мог быть погребен на уровне переходного слоя мантии 660 км (либо глубже) и затем в ходе кайнозойской плюмовой активизации мог быть вовлечен в восходящее движение. В ходе своего подъема эклогит подвергался частичному плавлению. Образовавшийся расплав вступал в реакционное взаимодействие с перидотитовым субстратом с образованием кремнедефицитного пироксенита с высокими изотопными характеристиками. Уже совместное плавление образовавшегося пироксенита, астеносферной мантии и в меньшей степени перидотитов КМЛМ позволило получить расплавы, отвечающие по составу позднемеловым щелочным базальтоидам. Для кайнозойского вулканизма в Центрально-Азиатском регионе подобный механизм был рассмотрен в работе (Зорин и др., 2006). Авторами был предложен сценарий, согласно которому расплавы субдуцировавшего слэба океанической коры могли воздействовать на фертилизованный перидотит. Однако древний возраст рециклированного компонента в источнике базальтов Средней Гоби, согласно модели эволюции Pb (рис. 13), не согласуется с таким механизмом. Полученный модельный возраст исключает и участие эклогитового/пироксенитового материала, захороненного в литосферной мантии (Perepelov et al., 2020), в силу более молодого возраста континентальной литосферы, в пределах которой происходило развитие ВМВО.

Рис. 13.

Диаграмма в координатах (²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb)_i–(²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb)_i, иллюстрирующая модель эволюции коровых источников базальтов ВМВО. ДК – древняя кора, DM_КТ – модель эволюции деплетированной мантии согласно (Kramers, Tolstikhin, 1997), ДРК – древняя рециклированная кора, ТК – терригенный компонент. Цифры около точек на кривой эволюции Pb в древней коре соответствуют возрасту в млрд лет. Остальные условные обозначения см. рис. 3.

Геодинамическая модель развития ВМВО

Имеющиеся на сегодняшний день данные о возрасте вулканических пород ВМВО позволяют утверждать, что вулканическая активность в рассматриваемом регионе носила непрерывный характер в период от раннего мела до раннего кайнозоя. Кроме того, происходило изменение центров вулканической активности со временем. Однако различный вещественный состав продуктов вулканизма может свидетельствовать о том, что этот магматический цикл может быть связан с несколькими причинами, контролировавшими магматизм.

Согласно полученным в настоящей работе оценкам возраста вулканических пород, а также опубликованным данным, раннемеловой этап вулканизма в рассматриваемом регионе охватывал интервал времени 135–105 млн лет. С раннемеловым этапом связано формирование покровного комплекса ВМВО, сложенного породами субщелочной серии, характеризующимися широкими вариациями химического состава. Кроме того, эти породы отличаются высокой степенью обогащения несовместимыми элементами (включая Ti и P) и IAB-типом спектров (Ta-, Nb-, Ti-минимумы и Pb-максимум). Sr, Nd и Pb изотопные характеристики в вулканитах покровного комплекса отражают участие в их формировании эклогитов и метасоматизированных перидотитов, что также характерно и для пород раннемелового экструзивного комплекса поля Улдза-гол (104–90 млн лет). Однако в источнике последних прослеживается увеличение роли эклогитовой компоненты. Продукты завершающего позднемелового–кайнозойского этапа вулканизма (87–51 млн лет) Средне-Гобийского ареала характеризуются базанит-щелочнобазальтовой ассоциацией с OIB-типом относительно распределения редких элементов, Sr, Nd и Pb изотопными характеристиками, отражающими участие пород астеносферы, КМЛМ и рециклированного пироксенита.

На смену источников вулканизма в рассматриваемом регионе в позднем мезозое–раннем кайнозое указывалось и в работе (Sheldrick et al., 2020б). Согласно цитируемым авторам, смена источников вулканизма была следствием процессов деламинации литосферы, широко проявившихся в Центрально-Азиатском регионе. Однако участие древнего рециклированного компонента в формировании базальтов Средней Гоби, выявленного на основании изотопных характеристик Pb, предполагает более глубинную причину смены источников магматизма.

Многочисленные данные о составе вулканических пород ВМВО свидетельствуют о значительном вкладе в их формирование пород КМЛМ. Это подтверждается тем фактом, что формирование континентальной литосферы в пределах Восточной Монголии было связано с постоянным воздействием субдукционных процессов. Таким образом, к концу юрского периода литосферная мантия региона могла представлять собой слой, преобразованный в результате субдукционных процессов и включающий в себя фрагменты флюидно-метасоматизированной мантии, а также эклогитов, являющихся реликтами погребенной океанической коры палеоокеанов.

В качестве причины, запустившей плавление вещества КМЛМ, результатом которого явилось формирование позднемезозойских вулканических областей в Центральной Азии, рассматривается температурное воздействие астеносферной мантии. Согласно одной из распространенных на сегодняшний день точек зрения (Meng, 2003), рифтогенез в регионе мог стать причиной компенсирующих деформаций растяжения, последовавших после деформаций сжатия, проявившихся в виде закрытия Монголо-Охотского палеоокеана и погружения океанической плиты в мантию. Разрыв слэба плиты привел к рифтогенезу, а также проникновению астеносферной мантии в верхние горизонты КМЛМ, что вызвало плавление пород последней (Meng, 2003).

Согласно другой модели (Dash et al., 2015), после закрытия Монголо-Охотского океана реликты океанической плиты скапливались на уровне переходного слоя (660 км). После того как масса этих пластин становилась критической, происходило быстрое погружение накопившегося материала в нижнюю мантию, что провоцировало компенсационное поднятие горячего мантийного вещества в верхние слои мантии. Восходящий поток горячей астеносферной мантии мог стать причиной плавления пород литосферной мантии.

Сходный механизм предлагается в модели, согласно которой причиной плавления литосферной мантии является действие мантийного плюма (Ярмолюк и др., 2020). Согласно этой модели, плюм, проявившийся в значительной степени в позднем кайнозое, мог начать действовать еще в позднем мезозое. На рубеже юрского и мелового периода его действие могло стать причиной увеличения температуры в литосферной мантии, приведшей к вулканической активности в регионе. Дальнейшее движение мантийного диапира на верхний уровень мантии привело в позднемеловое время к выводу разогретого вещества астеносферной мантии в область плавления, что послужило причиной формирования вулканических полей, сложенных более магнезиальными щелочными базальтами.

Длительный характер вулканической активности в рассматриваемом регионе, охватывающий, согласно полученным оценкам возраста, период 135–51 млн лет, с перемещением центров вулканизма с северо-восточного фланга области на его юго-западное окончание не может быть объяснен с позиции модели тонущей плиты в переходном слое (660 км), которая предполагает одноактный характер проявления вулканизма.

Модель, рассматривающая мантийный плюм в качестве причины магматизма в регионе, действительно позволяет объяснить образование вулканитов щелочно-базальтоидной ассоциации завершающего этапа эволюции ВМВО в пределах Средней Гоби. Эти породы наиболее близки по составу к OIB. Кроме того, их изотопные характеристики позволили сделать вывод о том, что в их формировании принимал участие древний рециклированный компонент – пироксенит. В раннем мелу зарождающаяся деятельность плюма также могла привести к плавлению пород литосферной мантии и погребенной океанической коры. Однако совместное плавление метасоматизированных перидотитов и метаморфизованной океанической коры привело бы к формированию пород с деплетированными изотопными характеристиками Sr и Nd, что не характерно для пород покровного комплекса раннемелового этапа. Изотопно-геохимические характеристики этих пород позволили установить два источника – породы КМЛМ и эклогитовые породы нижней континентальной коры. Маловероятным представляется тот факт, что температурное воздействие восходящего плюма могло стать причиной плавления вещества на границе нижней континентальной коры и КМЛМ. В этом случае образовывались бы более глубинные расплавы астеносферной мантии, КМЛМ и реликтов океанической коры, что отразилось бы в образовании на территории ВМВО более примитивных, высокощелочных и деплетированных по Sr-Nd изотопным характеристикам вулканических пород. Таким образом, в раннем мелу существовал другой процесс, ответственный за формирование вулканитов покровного комплекса ВМВО.

В качестве такого процесса можно рассматривать подъем астеносферной мантии, вещество которой имеет температуру >1250°C (Hamza, Vieira, 2012). При такой температуре породы КМЛМ должны подвергаться плавлению. Однако нижняя граница литосферной мантии в складчатых поясах может достигать глубины 180 км (Pearson, Nowell, 2002). Даже в условиях рифтогенеза, когда мощность литосферы становится меньше, температурное воздействие астеносферной мантии не может стать причиной плавления вещества на границе КМЛМ и нижней континентальной коры. Однако это может произойти при развитии глубинного тектонического сдвига (Deves et al., 2014). Отметим, что согласно указанным авторам, подобные процессы приводят к развитию бимодального магматизма, чего не наблюдается в нашем случае. Кроме того, на сегодняшний день нет данных о проявлении подобных тектонических процессов в районе развития ВМВО.

В таком случае причиной плавления на границе кора–литосферная мантия могли стать предшествующие процессы деламинации, когда слои нижней литосферы отслаивались и тонули в менее плотном астеносферном веществе. На территории Восточной Монголии этот процесс мог происходить по следующему сценарию. В средней юре коллизия Монгольских террейнов и Сибирского континента привела к утолщению континентальной коры в регионе. Это, в свою очередь, привело к процессам деламинации. При этом литосферная мантия могла отслаиваться как вместе с фрагментами нижней континентальной коры, так и без них. Вследствие отрицательной плавучести литосферная мантия тонула в менее плотной астеносферной мантии. Место отслаивавшихся блоков занимало восходящее вещество астеносферной мантии с температурой >1250°С, согласно (Hamza, Vieira, 2012). Восхождение разогретого вещества астеносферной мантии к вышележащим породам КМЛМ (метасоматизированные перидотиты) и нижней континентальной коры (эклогиты) стало причиной их совместного плавления. Этот механизм, вероятно, мог быть ответственным за формирование вулканитов покровного комплекса и щелочных базальтоидов раннемелового экструзивного комплекса поля Улдза-гол.

На рубеже раннего кайнозоя (85–50 млн лет) локальное образование мантийного диапира под Мандах – Мандал-Гобийской зоной (Средняя Гоби) привело к совместному плавлению астеносферной мантии, перидотитов КМЛМ и вещества мантийного плюма. Последнее было представлено пироксенитом метасоматизированного происхождения с древними рециклированными характеристиками изотопного состава Pb.