CC BY
25
УДК 550.42:551.14+550.93(51)
ГЛОБАЛЬНОЕ И РЕГИОНАЛЬНОЕ ВЫРАЖЕНИЕ НОВЕЙШЕГО ГЕОДИНАМИЧЕСКОГО ЭТАПА
С.В. Рассказов1, И.С. Чувашова2
1 Институт земной коры СО РАН, Иркутск
2 Иркутский государственный университет
Поступила в редакцию 31.12.12
Глобальная точка отсчета ~90 млн лет назад для новейшего геодинамического этапа, обусловленного процессами конвергенции, выражена в морских записях 878г/868г. Региональные ряды взаимосвязанных мантийных и коровых процессов проявлялись в течение временных интервалов с длительностью больше и меньше интервала глобальной новейшей геодинамики или соответствовали этому интервалу. Вследствие внутриплитной аккомодации процессов межплитной конвергенции начало новейшего вулканизма в Центральной Монголии совпало с точкой отсчета глобального новейшего геодинамического этапа. Высококалиевые латиты из коровых источников сменились умереннокалиевыми базальтами — из мантийных. Последние в интервале 91—31 млн лет назад были связаны с активизацией палеослэбовых фрагментов Гобийской системы закрывшихся Солонкерского и Урало-Монгольского палеоокеанов, а затем, начиная с 32 млн лет назад, — палеослэбовых фрагментов Хангайской системы закрывшейся Монголо-Охотской части Тихого палеоокеана.
Ключевые слова: геодинамика, вулканизм, поздний мел, кайнозой, Монголия.
Понятие «новейший этап» в геотектонике и геодинамике, подходы к выделению рядов магматических процессов
Геоморфологический подход к анализу тектонических движений земной поверхности способствовал выделению в геотектонике особого неотектонического направления, предметом исследований которого были новейшие тектонические события, создавшие основные черты современного рельефа (Николаев, 1949). Возраст новейших тектонических движений большинством геоморфологов принимался как неоген-четвертичный. Но фактически в разных районах мира рельеф формировался с юры, начала кайнозоя, начала оли-гоцена, миоцена или квартера. Неоднозначность временного аспекта в понятии «неотектоника» отражена в картах новейшей тектоники Сибири и Дальнего Востока со скользящим возрастом активизации тектонических движений (Геология..., 1984; Логачев и др., 1981).
По аналогии с понятием «новейший этап», используемом в геотектонике, целесообразно ввести понятие «новейший этап» в геодинамике, поскольку важно оценить временной аспект проявления процессов и сил, получивших выражение в современном состоянии мантии и коры. В каких рамках действовали новейшие процессы разных регионов мира: или в разных временных интервалах, подобно новейшим тектоническим движениям, или в одном (глобальном) интервале?
В качестве важнейшего принципа выделения новейшего этапа в геодинамике должно быть выделение системы процессов, обусловленных единым действием
сил и объединенных в единую эволюционную последовательность. В практике геологических исследований используется хроностратиграфическая шкала, созданная на палеонтологической основе. Новейшее развитие органического мира имело место в кайнозойскую эру, охватывающую последние 66 млн лет. Последняя крупная катастрофа, отразившаяся в великом вымирании биоты на Земле, произошла на фоне извержений траппов крупной магматической провинции Декан в результате импактного события, зафиксированного образованием кратера Чиксулуб (Courtillot et al., 1988). Чтобы принять мезозойско-кайнозойский биотический кризис в качестве рубежа новейшего геодинамического этапа, нужно представить доказательства того, что мезозойские процессы действительно кардинально отличались от кайнозойских.
Выделим особо среди геодинамических процессов магматизм и внесем в определение понятия «новейший этап» в геодинамике представление о проявлении единообразия источников в общей эволюции магматизма с резким отличием от источников, действовавших в ходе предшествующей геологической эволюции.
Трапповая провинция Декан рубежа мезозоя и кайнозоя представляет собой одну из крупных магматических провинций, формировавшихся, как предполагается, одновременно с импульсами глаукофанового метаморфизма через каждые 30 млн лет, начиная с 550 млн лет назад (Добрецов и др., 2001). Приблизительно с этого времени датируются комплексы высоких давлений (Maruyama, Liou, 1998). Если предположить,
что крупные магматические провинции и высокобарные комплексы отражали единообразное геодинамическое состояние литосферы, то термин «новейший этап» должен быть закреплен в геодинамике соответственно за временным интервалом всего фанерозоя.
Независимую информацию о глобальной эволюции Земли несет изотопный состав Sr Мирового океана. Поступление Sr в морскую воду в тот или иной временной отрезок отражало соотношение материала из коровых (обогащенных радиогенным 87Sr) и мантийных (обедненных этим изотопом) источников. По результатам статистических исследований временных вариаций 87Sr/86Sr в морских карбонатах важнейшее значение придавалось минимумам 54,5, 161,5, 264,5, 342,5 и 452,5 млн лет с квазипериодичностью 100 млн лет (Диденко, 2011). Следовательно, периодические вариации в соотношениях материала из коровых и мантийных источников в морских записях также можно интерпретировать в пользу единообразия фанерозой-ской геодинамики.
Нужно обратить внимание, однако, на проявление в течение фанерозоя кардинальных структурных перестроек, которые могли обозначать включение качественно новых геодинамических механизмов. В тектонике литосферных плит важное место отводится выделению временных интервалов сборки и распада суперконтинентов. Распад Пангеи начался около 175 млн лет назад. В Левантийской провинции и на сопредельных территориях Северо-Восточной Африки процесс распада продолжается и в настоящее время. С этим процессом связана периодичность магматизма 13 млн лет (Segev, 2000). Таким образом, распад Пангеи может рассматриваться как единообразный новейший геодинамический процесс. Между тем на фоне распада Пангеи осуществлялось наращивание Евразии. Важнейшее событие этой сборки — Индо-Азиатская коллизия — произошло, по разным оценкам, во временном интервале от 66 до 32 млн лет назад (Рассказов и др., 2000, 2012; Beck et al., 1995; Khan et al., 2004). По отношению к распаду Пангеи сборка Евразии выступает как противоположный процесс, характеризующийся своими закономерностями эволюции.
Пульсационные события альпийского цикла тек-тогенеза составляли временной интервал последних 115 млн лет, сменяя события киммерийского цикла (Милановский, 1995). Переход от одного тектонического цикла к другому представлял собой особую точку отсчета, не совпадавшую ни с началом кайнозойской эры, ни с началом распада Пангеи.
В настоящей работе мы обосновываем выделение глобального новейшего геодинамического этапа в рамках последних 90 млн лет по морским записям 87Sr/86Sr и в качестве регионального представительного компонента единой эволюционной последовательности в этом же временном диапазоне рассматриваем пространственно-временное распространение вулканизма Центральной Монголии.
Глобальное выражение новейшего геодинамического этапа последних ~90 млн лет в главном тренде морских записей 8^г/8^г
Обычно в анализе морских записей 8^г/8^г основное внимание уделялось минимумам (McArthur et al., 2001). Нетрудно видеть удовлетворительное совпадение минимумов 100-миллионной квазипериодичности (Диденко, 2011) с глубокими трогами линий морских записей рубежей гваделупской и лопинской эпох пермского периода (минимум 264,5 млн лет назад), а также средней и поздней эпох юрского периода (минимум 161,5 млн лет назад). Есть совпадение с трогами линии морских записей минимумов визейского яруса каменноугольного периода (342,5 млн лет назад) и позднего ордовика (452,5 млн лет назад) (эта часть кривой на рис. 2, 1 не показана). Между тем на кривой меловых и кайнозойских вариаций изотопных отношений стронция наряду с минимумом 54,5 млн лет различаются другие минимумы. На шкале записей выделяются интервалы малоамплитудных вариаций 8^г/8^г во временных интервалах 140—90 и 70—37 млн лет назад и переход от последнего интервала к устойчивому повышению концентраций радиогенного 8^г при общем последовательном возрастании изотопного отношения Sr с интервала 160—158 млн лет назад (Rasskazov et э1., 2010).
Каким образом на морской Sr-изотопной шкале зафиксированы события фанерозойской истории до 90 млн лет назад и после? Рассмотрим шкалу вариаций изотопных отношений Sr в морской воде из работы (McArthur et г1., 2001). На ней выделяется главный тренд вариаций 8^г/8^г с изгибом на рубеже ~90 млн лет, принимая его в качестве поворотного пункта в переходе от геодинамического этапа раннего и среднего фанерозоя к этапу позднего фанерозоя. На ранне-среднефанерозойском этапе главному тренду соответствуют максимальные значения8^/8^ во временных интервалах 305—285, 245—205, а также ~ 125 и ~100 млн лет назад, на позднефанерозойском — максимальные значения8^/8^ в интервалах 85—65 и <15 млн лет назад. На обоих этапах фанерозоя наклоны обозначенных временных отрезков линий морских записей 8^г/8^г согласованы с наклоном линии главного тренда (рис. 1).
По данным из работы (McArthur et г1., 2001), максимальные отношения 8^г/8^г в морской воде составляли ~410 млн лет назад величину 0,7088, а в интервале 500—490 млн лет назад достигали значений 0,70915, т.е. находились на уровне, близком к современному 8^г/8^г. В свете интерпретации изотопного состава Sr с выделением главного тренда основную стабилизирующую роль в эволюции Земли играло осаждение в составе карбонатов Мирового океана континентального стронция. Отношение 8^г/8^г главного тренда снизилось с 500 до 100 млн лет назад от 0,70915 до 0,70740. Затем это отношение главного тренда с 85 млн лет назад до настоящего времени возросло от 0,7074 до 0,7092.
Импульсы нарушения главного тренда морских записей 87Sr/86Sr
В работе (McArthur et al., 2001) отмечена связь изгибов кривой 87Sr/86Sr с извержениями континентальных флудбазальтов крупных магматических провинций 17, 65, 92,110?, 125, 184?, 200?, 250 и 258 млн лет назад. Для некоторых изгибов кривой не было найдено синхронных флудбазальтов, а для извержений флудбазальтов не всегда выявлялись соответствующие изгибы кривой.
В импульсах увеличения роли мантийного материала раннего и среднего фанерозоя различаются временные отрезки нарушения и восстановления главного тренда (рис. 2). Рассмотрим пермо-триасовый отрезок кривой 87Sr/86Sr временного интервала 292— 250 млн лет назад. Минимум ~262 млн лет соответствует началу траппового магматизма провинции Эмейшань (Guo et al., 2004). Между тем возраст главной магматической фазы провинции Сибирских траппов (251—250 млн лет) соответствует не минимуму, а максимуму 87Sr/86Sr на изгибе линии от восходящего отрезка 262—250 млн лет назад к отрезку слабых вариаций 87Sr/86Sr 250—210 млн лет назад. Базальтовые лавы крупной Таримской магматической провинции, извергавшиеся во временном диапазоне 292—272 млн лет назад (Li Z. et al., 2012), наоборот, соответствуют изгибу линии от отрезка слабых вариаций 87Sr/86Sr в интервале 310—290 млн лет назад к нисходящему отрезку во временном интервале 290—262 млн лет назад (Li Z. et al., 2011, 2012; Li Y.-Q. et al., 2012; Zhang et al., 2012).
На примере пермо-триасового минимума морских записей 87Sr/86Sr можно видеть, что эволюция главного тренда была нарушена во время активности крупной Таримской магматической провинции, первые траппы Эмейшаня возрастом 262 млн лет фиксировали экстремальную нарушенность и переход к восстановлению главного тренда, траппы Сибири соответствовали по времени его полному восстановлению. Казалось бы, поступление больших объемов мантийных
Рис. 1. Изгиб главного тренда вариаций 878г/868г в морской воде от раннего—среднего к позднему фанерозою, соответствующий точке отсчета новейшего глобального геодинамического этапа ~90 млн лет назад. Показаны эпизоды извержений ультрамагнезиальных лав (М^О = 18—32 мас.%). Серым прямоугольником нанесен интервал извержений лав крупной Таримской магматической провинции, в которых содержание MgO не превышало 12 мас.%. Интервал вулканизма в этой провинции соответствует начальному эпизоду пермо-триасового нарушения главного тренда (объяснения в тексте). Использована линия морских записей 878г/868г из работы (МеАгШиг е! а1., 2001)
магм должно было приводить только к нарушению стабильного поступления материала, обогащенного радиогенным 878г. В реальности эпизоды активности крупных магматических провинций маркируют все переломные моменты пермо-триасового импульса нарушения и восстановления главного тренда. По-видимому, активность крупных магматических провинций отражала общие перестройки, происходившие в ходе эволюции Земли.
Перенесем акцент на эпизоды поступления ультрамагнезиальных магм (MgO = 18—32 мас.%). Эпи-
■*-
ВРемя Время
Рис. 2. Конфигурация импульсов мантийной подпитки на главных трендах морских записей 878г/868г в позднем (а) и раннем—среднем фанерозое (б)
зод ~90 млн лет назад примечателен извержениями коматиитов о. Горгона. Подобные магмы из источников обедненного типа были характерны для ранних стадий эволюции Земли, и их проявление на о. Горгона — уникальное событие для временного интервала последнего миллиарда лет (Arndt et al., 2008). Ультрамагнезиальные магмы из источников обогащенного типа — меймечиты — имели более широкое распространение в истории Земли. Они обозначали восходящую часть пермо-триасового отрезка кривой 87Sr/86Sr. Наряду с первыми траппами провинции Мейшань минимуму 262 млн лет назад соответствовали средне-пермские пикриты из юрского аккреционного комплекса Мино в Юго-Западной Японии. Минимум 160— 158 млн лет назад сопоставляется с извержениями меймечитов Востока Азии (пояса офиолитов о-вов Хоккайдо и Сахалин, хр. Сихотэ-Алинь, провинции Хелунцзян). Маркирующая роль меймечитов выражена также в палеогеновом поясе Минеока в Японии (Ishiwatari, Ichiyama, 2004). Эти сравнительно молодые меймечиты относятся к интервалу 40—37 млн лет назад, от которого началось восхождение стронциевых изотопных отношений к современным значениям.
Наиболее глубокое положение минимума 160— 158 млн лет назад имеет логическое объяснение. Снижение 87Sr/86Sr относительно главного тренда началось во временном интервале 210—200 млн лет назад. В интервале 200—160 млн лет назад произошло неполное восстановление главного тренда с наложением нового импульса подпитки мантийным стронцием ~175 млн лет назад. Результатом наложения и явилось самое низкое значение 87Sr/86Sr (0,70685) в интервале 160—158 млн лет назад за всю фанерозойскую историю Мирового океана. После второго (наложенного) импульса главный тренд оказался восстановленным к 125 млн лет назад. Аномалия, выраженная в минимальных отношениях изотопов Sr, явилась, таким образом, следствием перекрытия эффектов двух импульсов возрастания роли мантийного стронция в Мировом океане в общем ходе геологической эволюции раннего—среднего фанерозоя.
Евразия испытывала значительные смещения с севера на юг в интервале 200—150 млн лет назад с последующими несущественными движениями по широте (Besse, Courtillot, 2002). Отклонение от главного тренда сопровождало эти движения. Минимум изотопных отношений Sr в морской воде 160—158 млн лет назад, вероятно, отразил смену характера движений литосферных плит. Происхождение наложенного импульса могло быть связано также с образованием около 180 млн лет назад Тихоокеанской литосферной плиты в тройном сочленении плит Кула, Фаралон и Феникс (Hilde et al., 1977).
Имеется ряд независимых фактов, которые можно интерпретировать в пользу различий между геодинамическими обстановками раннего—среднего и позднего фанерозоя. В это время завершался стабильный режим существования единой палеомагнитной меловой суперхроны прямой полярности Джалал. Д.С. Ен-
гебретсон и др. (Engebretson et al., 1984) были вынуждены признать, что отсутствие полосовых линейных аномалий во время мелового магнитного периода затишья между хронами MO и 34 (119—83 млн лет назад) не позволяет выполнить удовлетворительных плито-тектонических реконструкций. Тем не менее предполагается, что этому временному интервалу соответствовала главная реорганизация плит (Rea, Dixon, 1983).
Таким образом, переход к новейшему геодинамическому этапу сопровождался глобальной перестройкой кинематики литосферных плит и глубинного режима. По современным представлениям, в качестве основного фактора вариаций частоты палеомагнит-ных инверсий рассматривается величина теплового потока на границе ядро—мантия (Диденко, 2011). С увеличением теплового потока до некоторой критической величины геомагнитное поле из дипольного безынверсионного состояния способно перейти в инверсионное. И наоборот, при уменьшении теплового потока геомагнитное поле переходит из инверсионного в безынверсионное. Интервал прямой полярности Джалал — время длительного существования низкого теплового потока на границе ядро—мантия. Переход от суперхроны к инверсионному режиму ~83 млн лет назад, продолжающемуся до настоящего времени, обозначил повышение теплового потока на границе ядро—мантия. Следовательно, позднефане-розойская (новейшая) геодинамика отражала суть глобальных процессов, получивших развитие после интервала длительного относительного покоя на границе ядро—мантия.
После временного отрезка главного тренда 125— 95 млн лет назад, приблизительно соответствовавшего суперхроне Джалал, должен был наступить переход к импульсу нарушения, но снижение 87Sr/86Sr в морской воде было малоамплитудным с минимумом ~90 млн лет назад. В интервале 90—85 млн лет назад отношение 87Sr/86Sr возросло до прежнего уровня, а дальнейшее более пологое повышение 87Sr/86Sr временного отрезка 85—65 млн лет назад приобрело статус главного тренда на позднефанерозойском этапе эволюции.
Заметим, что 87Sr/86Sr возрастало в морской воде на 0,0002 единицы за 10 млн лет во временном интервале 85—65 млн лет назад и почти с таким же приращением увеличивалось в последние 15 млн лет. Принимая эти части кривой в качестве характеристики главного тренда в последние 90 млн лет, обозначим импульс отклонения от этого тренда — его нарушение на временном отрезке 65—37 млн лет назад и восстановление на временном отрезке 37—15 млн лет назад. Если нарушение главного тренда импульсом мантийной подпитки в раннем—среднем фанерозое выражалось в снижении 87Sr/86Sr, а восстановление — в возрастании этого отношения, нарушение и восстановление главного тренда в позднем фанерозое были иными. При нарушении тренда в интервале 65—37 млн лет назад отношение 87Sr/86Sr менялось во времени
слабо, а при его восстановлении в интервале 37—15 млн лет назад быстро возрастало.
По аналогии с пермо-триасовым импульсом нарушения и восстановления главного тренда можно найти магматические маркеры переломных моментов импульсов нарушения главного тренда позднефане-розойских морских записей 8^г/8^г. К примеру, на окончание отрезка 85—65 млн лет назад приходится активность крупной магматической провинции Декан. В качестве магматического эпизода, сопровождавшего восстановление средне-позднефанерозойского главного тренда, можно принять максимальную активность крупной магматической провинции Снэйк-Ривер (~17 млн лет назад). Но активность такой крупной магматической провинции, как Эфиопская, ~30 млн лет назад не отражена в морских записях 8^г/8^г.
Отмеченные позднефанерозойские рубежи морских записей 8^г/8^г (~90, 65, 40—37 и 17—15 млн лет назад) были отчетливо обозначены в магматической активности и тектонических перестройках разных регионов. К примеру, магматизм окраинно-континенталь-ного Восточно-Сихотэ-Алинского пояса начинался ~90 млн лет назад и завершался ~65 млн лет назад. В Юго-Западной Японии этим же временным диапазоном ограничивалась эксгумационная активность пояса Санбагава, сопровождавшаяся магматизмом пояса Риоке (Rasskazov, Taniguchi, 2006).
Незначительные изменения 8^г/8^г в интервале 66—37 млн лет назад соответствовали интервалу Индо-Азиатской коллизии и среднеэоценовой структурной перестройке. Подобные тектонические и магматических процессы могли повлечь за собой слабые вариации 8^г/8^г временного интервала 140—90 млн лет назад. По-видимому, коллизионный характер соединения (конвергенции) континентальных массивов в целом обусловил главный тренд 8^г/8^г морских записей раннего и среднего фанерозоя от 500 до 100 млн лет назад. Нарушение главного тренда свидетельствовало о структурных перестройках, сопровождавшихся возрастанием роли мантийных компонентов, возможно, в условиях усиления роли процессов дивергенции. На позднефанерозойском этапе главный тренд, нарушенный Индо-Азиатской коллизией и другими процессами, восстанавливался в интервале 37—15 млн лет назад, подобно тому как восстанавливался главный ранне-среднефанерозойский тренд.
Мы видим, что в раннем и среднем фанерозое нарушение главного тренда осуществлялось подпиткой мантийным материалом с нисходящими значениями 8^г/8^г морских записей, а в дальнейшем роль этой подпитки нивелировалась. В позднем фанерозое фаза подпитки с нисходящими значениями 8^г/8^г отсутствовала, а осуществлялось только увеличение этих отношений.
Характер импульсов раннего—среднего фанерозоя объясняется повышением в океанской воде роли изотопно-обедненного мантийного материала. Мантийный материал мог поступать благодаря увеличе-
нию скорости спрединга океанского дна, размыву океанических плато и других сооружений и т.д. Сейчас невозможно составить полное представление о вкладе в изотопный баланс Sr эндогенных и экзогенных процессов. Важно подчеркнуть наличие этого вклада и эпизодический переход в состояние, соответствовавшее главному тренду. Около 90 млн лет назад динамика мантийных и коровых процессов изменилась. Теперь поступление изотопно-обедненного мантийного материала уже не имело самостоятельного значения, а получило существенное распространение растворение в океанской воде корового материала, выраженное в последовательном возрастании 87Sr/86Sr. Это нарастание было прервано Индо-Азиатской коллизией и другими процессами. В дальнейшем в океанской воде растворялся вновь преимущественно ко-ровый материал с высоким 87Sr/86Sr.
В рамках гипотезы тектоники литосферных плит определено место для 90% всего вулканизма Земли, обусловленного процессами на границах плит — в срединных океанических хребтах и субдукционных зонах (Foulger, 2010). Именно этот вулканизм и определял баланс растворенного вещества океанов. Повышение роли радиогенного 87Sr в последние 90 млн лет могло быть обусловлено поступлением в Мировой океан материала континентов (континентальных окраин).
Около 15 млн лет назад произошло отделение Южной Америки от Антарктиды и образовался пролив Дрэйка, обеспечивший циркуляцию вод вокруг Антарктиды (Котляков, 1994). Связывая интервал последних 15 млн лет с главным трендом позднефанеро-зойской эволюции, можно предположить, что характер вариаций изотопов Sr в Мировом океане зависел от циркуляции океанических течений. Обстановка, подобная обстановке главного тренда, сложившаяся в результате образования пролива Дрэйка, могла существовать в интервале 85—65 млн лет назад и оказалась нарушенной Индо-Азиатской коллизией и, возможно, другими событиями начала кайнозоя.
Региональное проявление в Центральной Азии новейшего геодинамического этапа ~90 млн лет назад в смене корово-мантийного магматизма мантийным
В разных районах Азии находятся мантийные и коровые магматические породы всего фанерозоя. Преобладают продукты плавления континентальной коры. Террейны, сложенные породами корового генезиса, разделены шовными зонами сомкнувшихся берегов Урало-Монгольского, Туркестанского, Солон-керского палеоокеанов и Монголо-Охотского залива Тихого палеоокеана. Стагнирующие палеослэбовые фрагменты выявлены сейсмической томографией на разных мантийных уровнях в виде высокоскоростных неоднородностей.
В составе позднемезозойских магматических комплексов Западного Забайкалья, Хэнтэй-Даурской и Центрально-Монгольской областей распространены
редкометалльные Li—F-гранитоиды с эффузивными аналогами (онгонитами) (Коваленко и др., 1999). Другой особенностью позднего мезозоя было наличие карбонатитов. В провинции Центральной Азии карбо-натитсодержащие комплексы установлены в четырех обособленных друг от друга ареалах: Западно-Забайкальском, Южно-Хангайском, Центрально-Алданском и Центрально-Тувинском. Область позднемезозой-ского «внутриплитного» магматизма на юге Монголии протягивается в виде субширотной полосы от 97 до 109° в.д. и субмеридиональной полосы от 45 до 42° с.ш. (Коваленко и др., 2006). Мезозойские структуры Забайкалья и Монголии сопоставлялись с кайнозойскими структурами провинции Бассейнов и Хребтов континентальной окраины запада США (Зо-неншайн, Кузьмин, 1992). В то же время по характеру источников кайнозойского магматизма запад США
сопоставлялся с восточной окраиной Азии (Рассказов и др., 2010; Яаз8ка20У, Та^исЫ, 2006; Яа88ка20У й а1., 2010).
На протяжении большей части фанерозоя роль ко-ровых источников в геологических структурах Центральной Азии была существенной и резко снижалась около 90 млн лет назад. Начиная с этого времени мантийные выплавки стали преобладать, а коровые проявлялись эпизодически (Рассказов и др., 2007, 2012; Рассказов, Чувашова, 2012; Яа88ка20У, Та^исЫ, 2006). Следовательно, по единообразному мантийному характеру источников магматизм последних ~90 млн лет на территории Центральной Азии может рассматриваться в качестве процесса новейшего геодинамического этапа и, таким образом, отличается от предшествующего ранне-среднефанерозойского магматизма с мантийно-коровым характером источников.
Рис. 3. Пространственное распределение вулканических полей позднего мела и кайнозоя в Центральной Монголии: 1—2 — вулканические поля двух возрастных интервалов: 1 — 91—31 млн лет Гобийской системы (УЦХ — Улан-Цаб-Худукское, Б — Булган-ское, ДД — Даланзадгадское, МГ — Мандалгобийское, УШ — Ундэршилское, АШ — Алтан-Ширэ, АБ — Арц-Богдское, Н — Ноёнское, Х —Хурмэнское, ДВ —Дурвэлджин), 2 — <32 млн лет Хангайской системы (ДО — Долино-Озерское, БД — Байдарикское, ДБ — Дзаб-ханское, М — Мурэнское, Ц — Цэцэрлэгское, ХТ — Хойт-Тамирское, ВО — Верхнеорхонское, ВЧ — Верхнечулутынское, ТЧ — Тарят-Чулутынское, УН — Угей-Нурское, НО — Нижнеорхонское, ХН — Хануйское, С — Селенгинское, ТГ — Тэсийн-Гольское); 3 — ороген-ная провинция; 4 — пограничная провинция орогена (Корина, 1982); 5 — шов закрывшегося палеоокеана (УМ — Урало-Монгольского, СЛ — Солонкерского; шов монголо-охотской части Тихого палеоокеана огибает с юга и севера Хангайский ороген, на рисунке не показан); 6 — государственная граница Монголии
Цикличность высоко- и умереннокалиевого магматизма
Центральной Монголии в последние ~90 млн лет
Вулканизм последних 90 млн лет Центральной Азии развивался неравномерно в пространстве и времени. Вулканические извержения мигрировали на десятки, а иногда на первые сотни километров. В Центральной Монголии сначала, 91—31 млн лет назад, была активной Гобийская система вулканических полей, а затем, в интервале последних 32 млн лет, — Хангай-ская (рис. 3). Особенности пространственно-временной эволюции вулканизма Центральной Монголии отражены в вариациях концентраций калия и K/Na-отношений (Рассказов и др., 2012).
Согласно принятой систематике (Классификация..., 1997; Le Bas, Streckeisen, 1991), магматические породы с отношением K2O/Na2O > 1,0 относятся к калиевой серии, 0,25 < K2O/Na2O < 1,0 — к калинатровой, а с отношением K2O/Na2O < 0,25 — к натровой. За исключением особых случаев (см., например, работу И.Л. Махоткина и В.А. Кононовой (1985)), породы, содержащие лейцит, санидин и слюду в основной массе или фенокристаллах, относятся к калиевой серии. Эта группа пород часто имеет геохимические показатели примитивных мантийных выплавок из перидотитов (т.е. высокие значения магнезиального числа Mg# = 100 х Mg/(Mg + Fe2+), с корректировкой Fe3+ = 0,15 Fe , а.к., высокие концентрации Ni, Cr). Породы с K2O/Na2O > 2, K2O > 3 и MgO > 3 мас.% относятся к ультракалиевым. При петрохимических исследованиях пород переходного состава между калиевой и калинатровой сериями применяются термины «высококалиевый» и «умеренно калиевый». Такой подход в классификации пород учитывает только концентрацию калия (Foley et al., 1987).
Отношение K2O/Na2O (мас.%/мас.%) используется в качестве основного критерия отнесения магматических пород к калиевой и калинатровой сериям и концентрации калия (оксида калия) (мас.%) в качестве дополнительного показателя выделения переходных петрогенетических групп между сериями. На диаграмме K — K2O/Na2O лавы Цэцэрлэгского вулканического поля Центральной Монголии образуют тренд возрастания калия от 1,0 до 2,0 мас.% с повышением K2O/Na2O от 0,37 до 0,80. Лавы западной части Угей-Нурского вулканического поля отличаются более высокой концентрацией калия (2,8—4,3 мас.%) с интервалом K2O/Na2O 0,9—1,7. Составы базальтов Цэ-цэрлэгского и Угей-Нурского полей представительны соответственно для умеренно и высококалиевых серий Центральной Монголии. Породы других вулканических полей принадлежат к высоко- или умеренно калиевой группе, а частично представлены «сквозными» сериями с широкими вариациями K и K2O/Na2O. Примером серии последнего типа служат четвертичные лавы Тарят-Чулутынского вулканического поля.
Умеренно калиевая часть их тренда соответствует составу лав Цэцэрлэгского поля, а высококалиевая характеризуется сравнительно низким отношением K2O/Na2O в интервале 0,8—1,0. С учетом распределения пород на вулканических полях Центральной Монголии выделяются высоко и умеренно калиевые группы по граничной концентрации K = 2,3 мас.% (рис. 4).
Рис. 4. Соотношения Na2O+K2O — SiO2 (а), K^O — SiO2 (б) и K — K2O/Na2O (в) в умеренно и высококалиевых лавах Центральной Монголии. Нанесены представительные составы групп умеренно и высококалиевых лав, представленных соответственно на Цэцэр-лэгском и Угей-Нурском полях. Первая группа обнаруживает существенные вариации SiO2, вторая характеризуется сравнительно низким содержанием этого оксида в интервале 47—49 мас.%. Четвертичные лавы Тарят-Чулутынского поля образуют непрерывный спектр составов от умеренно до высококалиевых. Классификационные поля USGS на диаграмме а (LeBas, Streckeisen, 1991): породы нормальной щелочности (Б — базальт, АБ — андезиба-зальт, А — андезит), умеренной щелочности (ТБ — трахибазальт, ТАБ — трахиандезибазальт, ТА — трахиандезит), высокой щелочности (БЗ, Т — базанит, тефрит, ФТ — фонотефрит, ТФ — тефри-фонолит, Ф — фоидит)
Рубеж ~90 млн лет назад обозначен сменой высококалиевых лав умеренно калиевыми в районе хр. Арц-Богд Южной Гоби. Высокое содержание калия (К = = 3,35 мас.%) и высокое калинатровое отношение (К^О/Ыа^ = 1,2) определено в латите, излившемся около 94 млн лет назад. Для латитов и ассоциирующихся с ними шошонитов и трахибазальтов характерно низкое содержание MgO (1,4—3,1 мас.%), высокое Ба/8г (1,2—1,4), повышенные начальные изотопные отношения стронция (до 0,70533) и низкие — неодима (до 0,512250) (БпкМиу8Ып, 1995). Такие характеристики отражают происхождение расплавов из коровых источников. В позднемеловых лавах Южной Гоби, извергнутых 91—71 млн лет назад, измерены умеренные концентрации калия (К = 1,4—1,7 мас.%) при повышенном содержании MgO (до 8,5 мас.%), сравнительно низком Ба/8г (0,52—0,73), широкие диапазоны начальных отношений изотопов 8г и Ыё — от обогащенных (относительно примитивной мантии) до обедненных (Ярмолюк и др., 2007). Эти характеристики сопоставляются с характеристиками кайнозойских лав, производных преимущественно мантийных источников (Рассказов и др., 2012). По вариациям кон-
центраций калия в позднемеловых и кайнозойских лавах различаются шесть временных интервалов вулканизма (млн лет назад): 1) позднемеловой (91—71), 2) палеоцен—среднеэоценовый (66—43), 3) средне-эоценовый—раннеолигоценовый (41—31), 4) олигоцен— раннемиоценовый (32—21), 5) миоценовый (20—11) и 6) позднемиоценовый—четвертичный (<10). Первые три интервала рассматриваются как события Гобий-ской вулканической системы, последние три — Хан-гайской (рис. 5).
Исходя из закономерностей пространственно-временного распределения лав калиевой и калинатровой серий обосновано влияние межплитных процессов на кайнозойскую активизацию Внутренней Азии. Установлено, что вулканизм Центральной Монголии развивался согласованно с вулканизмом Тибета во временных интервалах дрейфа Кохистанской энсима-тической дуги и ее столкновения с континентальной окраиной Азии (91—71 млн лет назад), Индо-Азиат-ской коллизии (66—32 млн лет назад) и постколлизионной конвергенции (41—21, 20—10, 10—2 и <2 млн лет назад) (Рассказов и др., 2012; Чувашова и др., 2010).
Рис. 5. Временные вариации калия в вулканических породах позднего мела и кайнозоя Центральной Монголии. Таблица датировок приведена в работе (Рассказов и др., 2012). Нижнее ограничение новейших геодинамических процессов обозначено датировкой 94,4±2,2 млн лет латита с содержанием К = 3,35 мас.% из района хр. Арц-Богд
Геодинамическая модель магматической эволюции Центральной Монголии
Вулканические поля последних 90 млн лет на территории Саян и Монголии пространственно соответствуют Саяно-Монгольскому низкоскоростному домену глубинного уровня 50—200 км (Рассказов и др., 2003). Позднемеловые, ранне-среднекайнозойские и позднекайнозойские вулканические извержения распространялись от Южной Гоби до Хакассии в виде полосы протяженностью около 2 тыс. км при средней ширине порядка 500 км. Начальный вулканизм этого домена проявился в позднем мелу на окончаниях Хакасско-Гобийской вулканической полосы. Интервалу вулканизма в Хакассии 79—72 млн лет назад соответствовал интервал вулканизма в самой южной части Гоби 76—71 млн лет назад. Вулканизм смещался из Хакассии к югу, в Саяно-Хамардабанскую область, и из Южной Гоби к северу — в Хангайскую (Хангай и Орхон-Селенгинское среднегорье). Магматические события в Западной Туве были ограничены интервалом 28—23 млн лет назад. При отсутствии событий раннего—среднего кайнозоя вулканизм этого временного интервала оказался пространственно разобщенным с начальными вулканическими проявлениями Хакассии. Последующие позднекайнозойские извер-
жения распространились в целом юго-восточнее. Между тем позднемезозойские вулканические поля Южной Гоби пространственно перекрывались с ранне-сред-некайнозойскими полями Средней Гоби, которые были промежуточным звеном при переходе к поздне-кайнозойским извержениям Хангая. Пространственно-временное распределение вулканизма южной и центральной частей Саяно-Монгольского низкоскоростного домена объясняется в рамках модели его конвергентного очищения от стагнировавших палео-слэбовых фрагментов Гобийской и Хангайской систем (рис. 6). Компоненты палеослэбовых фрагментов и надпалеослэбовых областей идентифицированы в вулканических породах Центральной Монголии с использованием вариационных диаграмм K—La—Ta и изотопных отношений Sr и Nd (Рассказов и др., 2012).
Стагнировавшие палеослэбовые фрагменты Гобий-ской системы образовались при закрытии Солонкер-ского и Урало-Монгольского палеоокеанов, а подобные фрагменты Хангайской системы — при закрытии Монголо-Охотской части Тихого палеоокеана. Вследствие конвергентной активизации палеослэбовых фрагментов вулканические извержения начинались одновременно (или почти одновременно) в областях треугольной формы со сторонами от 200 до 700 км.
Рис. 6. Схема пространственно-временной эволюции магматических процессов в Саяно-Мон-
гольском низкоскоростном домене: 1 — контур Саяно-Монгольского низкоскоростного домена (Рассказов и др., 2003); 2—3 — конвергентные магматические системы источников палеослэбовых фрагментов южной и центральной частей домена: 2 — Гобийская (обозначено время начального вулканизма трех фрагментов в млн лет назад), 3 — Хангайская (обозначено время начального вулканизма двух фрагментов); 4 — конвергентный магматизм из надпалеослэ-бовых источников обеих систем; 5—6 — малообъемные локальные проявления раннего вулканизма в северной части низкоскоростного домена: 5 — на Хакасском (Х) и Тункинском (Т) полях с вулканизмом, синхронным вулканизму Южно-Гобийской области (знаками вопроса подчеркивается отсутствие в Восточном Саяне вулканизма, синхронного вулканизму Южно-Среднегобийской области), 6 — на Западно-Тувинском (ЗТ) и Тункинском (Т) полях с вулканизмом, синхронным вулканизму Хангайской области; 7 — рифтогенный магматизм из лито-сферно-астеносферных источников, развивавшийся параллельно с конвергентным магматизмом Хангай-Селенгинской области и пространственно обособленный в Саяно-Хамардабанской области; 8 — угол начального погружения слэбового фрагмента, стрелками показано предполагаемое направление движения его края; 9 — архейский кратон; 10 — государственная граница Монголии с Россией и Китаем
Затем вулканизм распространялся от одного из углов вдоль края треугольника. В первой половине позднего мела вулканизм получил развитие в Арц-Богдской области, во второй половине позднего мела — в Южно-Гобийской, в палеоцене—эоцене — в Южно-Средне-гобийской, в олигоцене—миоцене — в Хангайской, в среднем миоцене—квартере — в Хангай-Селен-гинской.
В начальном вулканизме углов треугольной области отражался импульс дестабилизации стагнирую-щего палеослэбового фрагмента, а в последующем развитии вулканизма — опережающее затягивание вниз одного из его углов. Таким образом, реализовался механизм локального затягивания вниз, как это имеет место в настоящее время в активных флексурах Тихоокеанского слэба: Хоккайдо-Амурской и Хонсю-Корейской (Яаз8ка20У, Taniguchi, 2006). Магматические проекции треугольной формы устойчиво воспроизводились во времени, что свидетельствовало о последовательном проявлении однотипной глубинной динамики. Активизированный палеослэбовый фрагмент оказывал воздействие на соседний, вовлекая его в погружение «по принципу домино».
В первой половине позднего мела обозначилась Арц-Богдская треугольная область с углами начального вулканизма палеослэбовых источников 91 млн лет назад (хр. Арц-Богд), 88 млн лет назад (гора Дурвэл-джин) и 84 млн лет назад (хр. Хурмэн). Затягивался вниз северный угол палеослэбового фрагмента (хр. Арц-Богд) под влиянием коллизионных событий, происходивших между дугой Кохистан и Азией.
Во второй половине позднего мела (76—73 млн лет назад) активизировался Южно-Гобийский треугольный палеослэбовый фрагмент. Как и в случае с Арц-Богд-ским фрагментом, погружение началось от северного угла, который находился в контакте с погрузившимся прежде Арц-Богдским фрагментом. Южно-Среднего-бийская область примыкала к северо-восточной стороне палеослэбового фрагмента Южно-Гобийской области и была отчетливо выражена угловыми начальными вулканическими эпизодами 66—65 млн лет назад (Улан-Цаб-Худук), 62—60 млн лет назад (Далан-задгад) и ~60? млн лет назад (Алтан-Ширэ). Преимущественное погружение южного угла Южно-Среднегобий-ского палеослэбового фрагмента было спровоцировано предшествующим погружением соседнего юго-восточного угла Южно-Гобийского фрагмента и сопровождало Индо-Азиатскую конвергенцию.
Хангайская область представлена двойным проявлением начального углового вулканизма 32, 16 млн лет назад (Дзабхан и Долина Озер) и 27—25, 17 млн лет назад (Мурэн). В интервале 32—21 млн лет назад вулканизм развивался вдоль стороны треугольника Дзаб-хан — Долина Озер, а затем, 17—16 млн лет назад, распространился вдоль стороны Долина Озер — Мурэн.
Хангайский палеослэбовый фрагмент был вовлечен в юго-восточное погружение соседним Южно-Средне-гобийским фрагментом. Начальная активизация южной (Дзабхан-Долиноозерской) границы Хангайского палеослэбового фрагмента в интервале 32—21 млн лет назад была согласована с крупномасштабными экструзивными движениями Восточной и Юго-Восточной Азии в восточном и юго-восточном направлениях (Рассказов, Чувашова, 2007). Около 17—15 и 7,5— 7,0 млн лет назад было спровоцировано погружение еще одного (Хангай-Селенгинского) палеослэбового фрагмента, нисходящее движение юго-западного угла которого выразилось в параболическом пространственном распределении вулканических полей.
Надпалеослэбовый магматизм был выражен слабо над активными Арц-Богдским и Южно-Гобийским фрагментами, но затягивание вниз этих фрагментов вместе с Южно-Среднегобийским способствовало активизации между ними надпалеослэбовой зоны с высококалиевым магматизмом в интервале 41—31 млн лет назад. Ранний магматизм этого типа проявился в да-ланзадгадской части сочленения всех трех фрагментов, а поздний — в долиноозерской части сочленения Южно-Среднегобийского и Хангайского. Генерация высококалиевого магматизма и его смещение в эоце-не—олигоцене были отражением последовательной активизации этих зон сочленения.
Более позднее развитие надпалеослэбового магматизма определялось погружением Хангайского фрагмента и сопряженного с ним Хангай-Селенгинского. Сначала, 17 млн лет назад, надпалеослэбовые процессы активизировались под центральной частью Восточного Хангая, а позже, около 6 млн лет назад, распространились под Тарят-Чулутынское поле. На фоне сопряженного погружения этой пары палеослэбовых фрагментов получил развитие литосферно-астено-сферный (дивергентный) магматизм последних 15,5 млн лет (Рассказов и др., 2012).
Итак, Гобийская палеослэбовая система была активной в интервале 91—31 млн лет назад, Хангайская — с 32 млн лет назад до настоящего времени. Переход активности от одной системы к другой сопровождался развитием высококалиевого надпалеослэбового магматизма в интервале 41—31 млн лет назад. Этот интервал характеризовал состояние перестройки Гобий-ской системы с ее вырождением, длившимся порядка 10 млн лет. Окончательная потеря активности Гобий-ской системы ~31 млн лет назад сменилась активностью Хангайской системы.
В интервале 32—31 млн лет назад высококалиевые лавы Арц-Богдского поля извергались одновременно с умеренно калиевыми свиты шандгол Долино-Озер-ского поля, располагавшегося в это время на северозападном продолжении активной части магистральной зоны высококалиевых базальтов (рис. 7). Калий-
Рис. 7. Пространственно-временной переход от заключительной фазы активности Гобийской палеослэбовой системы к начальной фазе активности Хангайской со сменой извержений высококалиевых лав из надслэбовых источников умеренно калиевыми из источников
слэбового типа (Рассказов и др., 2012): 1—2 — время активизации высококалиевого (1) и умеренно каливого (2) вулканизма; 3 — активная сдвиговая зона (Рассказов, Чувашова,
2007). Остальные обозначения см. на рис. 3
аргоновые и аргон-аргоновые датировки умеренно калиевых лав Долино-Озерского поля составляют общий интервал извержений 32—21 млн лет назад. В этот же интервал попадают датировки умеренно калиевых лав Улан-Цаб-Худукского и Дзабханского полей, трассирующих вместе с Долино-Озерским полем Дзаб-хан-Долиноозерскую зону. Левосторонние сдвиговые смещения в этой зоне сопровождались синкинемати-ческим внедрением эшелонированной системы даек, пространственно связанной со свитой Шандгол (Рассказов, Чувашова, 2007).
Дестабилизация Гобийской палеослэбовой системы выразилась сначала в метастабильном состоянии Арц-Богдского фрагмента, затем — Южно-Гобийского и, наконец, Южно-Среднегобийского. Каждый фрагмент погружался с уровня Саяно-Монгольского домена в его основание, приобретая стабильность. Над-палеослэбовый магматизм интервала 41—31 млн лет назад отражал остаточные магмогенерирующие процессы, развивавшиеся над зонами сочленения уже стабилизированных (или почти стабилизированных) фрагментов.
Подобным образом на уровне Саяно-Монголь-ского домена дестабилизировался и палеослэбовый
материал Хангайской системы, сначала — Хангай-ского фрагмента, а затем — Хангай-Селенгинского. Первый погружался в течение 20 млн лет и стабилизировался около 12 млн лет назад. Последние извержения, связанные с активностью этого фрагмента, имели место на Долино-Озерском поле. Второй активизировался около 16 млн лет и остается активным до настоящего времени. В отличие от Гобийской системы, в которой погрузились три цельных крупных па-леослэбовых фрагмента, в Хангайской системе слой палеослэбового материала распадался на блоки небольших размеров (с поперечником десятки и первые сотни километров). Процесс распада выявлен в скоростном разрезе MOBAL-2003. Слой повышенных скоростей разрушается с разделением его на отдельные опускающиеся блоки и обособлением надблоко-вых низкоскоростных линз (Рассказов и др., 2006). Смена динамики в Хангайской системе привела к развитию локальных глубинных процессов, повлекших за собой рифтогенное преобразование литосферы с ее утонением. При растяжении и утонении литосферы с ее плавлением под Орхон-Селенгинским средне-горьем процесс погружения высокоскоростных фрагментов не реализовался (рис. 8).
Рис. 8. Схема конвергентного очищения Саяно-Монгольского низкоскоростного домена от па-леослэбовых фрагментов Гобийской и Хангай-
ской систем: а—б — временные интервалы активных процессов: а — в западной части домена (фрагменты: А — Арц-Богдский, ЮГ — Южно-Гобийский, Х — Хангайский), б — в его восточной части (фрагменты: СЮГ — Средне-Южногобийский, ХС — Хангай-Селенгинский); 1 — первичное метастабильное положение фрагмента (а), его конечная стабилизация (б) и направление перемещения (в); 2 — уровень низкоскоростного Саяно-Монгольского домена; 3 — подстилающий его слой с нормальными и повышенными скоростями
Заключение
В новейший геодинамический этап объединяются процессы, имеющие взаимосвязанное регулярное распространение в интервале от момента запуска до настоящего времени. В зависимости от точки отсчета новейших событий геодинамические процессы могут иметь глобальное или региональное пространственно-временное распространение.
В глобальном геодинамическом выражении представляется результирующий эффект процессов конвергенции и дивергенции континентальной и океанической литосферы. В качестве интегрального показателя вклада континентальной (коровой) и океанической (мантийной) составляющих служат морские записи 87Sr/86Sr. Главный эволюционный тренд последних 510 млн лет определялся процессами конвергенции, сопровождавшимися переработкой континентального материала, обогащенного радиогенным 87Sr. Процессы дивергенции отражены в осложнении главного тренда локальными минимумами 87Sr/86Sr. Переход от ранне-среднефанерозойского к позднефанерозойскому (новейшему) этапу выражен резким изгибом главного тренда ~90 млн лет назад. В раннем и среднем фане-
розое интегральная роль процессов конвергенции снижалась, а в позднем фанерозое — увеличивалась. Точке отсчета новейшего геодинамического этапа в глобальном выражении соответствует проявление уникального для поздней Земли коматиитового магматизма о. Горгона.
Региональные взаимосвязанные процессы могли проявляться в течение временных интервалов с длительностью больше и меньше новейшего глобального геодинамического этапа или соответствовали ему. К более длительным относятся региональные процессы дивергенции, связанные с распадом Пангеи и сопровождавшиеся магматизмом с периодичностью 13 млн лет, а также дивергентные процессы разрастания Тихоокеанской плиты, начавшиеся около 180 млн лет назад. В качестве менее длительных могут рассматриваться внутриплитные тектонические и магматические процессы Восточной Африки, начинавшиеся в середине кайнозоя и отражавшие поздний этап распада Пангеи. Региональные дивергентные геодинамические процессы осложняли главный тренд глобальной эволюции.
Начало новейших магматических процессов, совпавшее с точкой отсчета новейшего этапа в глобальном
выражении, установлено на территории Центральной Монголии. Континентальный массив Евразии формировался при закрытии палеоокеанов позднего докембрия и окончательно оформился в среднем и позднем фанерозое. При наращивании его массы в мантию погружались океанические слэбы. Стагнирующие па-леослэбовые фрагменты выявлены сейсмической томографией на разных мантийных уровнях в виде высокоскоростных неоднородностей.
Установленный факт соответствия начала новейшего этапа в Центральной Монголии точке отсчета глобального выражения новейшего этапа свидетельствует о тесной связи магматических событий этой территории с глобальными процессами конвергенции и позволяет рассматривать эти магматические события в качестве представительных для новейшей геодинамической эволюции последних 90 млн лет, в ходе которой установлена важнейшая роль рубежей ~66, 40—37, ~32 и 17—15 млн лет назад. Происходившие глобальные изменения, за исключением рубежа ~32 млн лет назад, запечатлены в морских записях изотопов 8г.
В качестве основного фактора эволюции вулканизма Центральной Монголии предполагается действие механизма локального затягивания вниз палеослэбо-вых фрагментов, находившихся в состоянии стагнации со времени закрытия Солонкерского, Урало-Монгольского палеоокеанов и Монголо-Охотского залива Тихого и активизированных в позднем мелу и кайнозое вследствие внутриплитной аккомодации процессов конвергенции. От высокоскоростных слэбовых фрагментов очищались южная и центральная части Саяно-Монгольского низкоскоростного домена глубинного
интервала 50—200 км. Эволюция вулканизма объясняется последовательной активизацией двух палеослэ-бовых систем: Гобийской и Хангайской. Первая была активной 91—31 млн лет назад, вторая — с 32 млн лет назад до настоящего времени. Переход активности от Гобийской системы к Хангайской сопровождался высококалиевым надпалеослэбовым магматизмом временного интервала 41—31 млн лет назад, который характеризовал финальное развитие Гобийской палеослэбовой системы.
Около 90 млн лет назад корово-мантийный магматизм Азии сменился преимущественно мантийным и одновременно в океанской воде стал растворяться в основном коровый материал с высоким 878г/868г. Казалось бы, возникает противоречие между сменой магматизма в Азии от корово-мантийного к преимущественно мантийному и морскими записями ^Бг/^Бг. Заметим, однако, что смена магматизма, установленная ~90 млн лет назад для Азии, характеризует лишь небольшую часть глобального процесса. Речь идет о «внутриплитном» магматизме, существенно уступающем по объему «межплитному» и составляющем не более 10%, включая крупные магматические провинции. Для понимания роли геодинамической смены, произошедшей ~90 млн лет назад, и развития последующих событий необходимо проведение дальнейшего всестороннего анализа пространственно-временной эволюции магматизма и тектонических движений в континентальных и океанических структурах.
Работа выполнена по проекту ФЦП «Научные и научно-педагогические кадры инновационной России» на 2009—2013 годы», соглашение № 14.B37.21.0583.
ЛИТЕРАТУРА
Геология и сейсмичность зоны БАМ. Неотектоника. Новосибирск: Наука, 1984. 207 с.
Диденко А.Н. О возможной причине квазипериодических колебаний частоты геомагнитных инверсий и величины 87Sr/86Sr в морских карбонатных породах в фанерозое // Геология и геофизика. 2011. Т. 52, № 12. С. 1945—1956.
Добрецов Н.Л., Кирдяшкин А.Г., Кирдяшкин А.А. Глубинная геодинамика. Новосибирск: Изд-во СО РАН, филиал «ГЕО», 2001. 409 с.
Зоненшайн Л.П., Кузьмин М.И. Палеогеодинамика. М.: Наука, 1992. 192 с.
Классификация магматических (изверженных) пород и словарь терминов. Рекомендации подкомиссии по систематике изверженных пород Международного союза геологических наук: Пер. с англ. М.: Недра, 1997. 248 с.
Коваленко В.И., Костицын Ю.А., Ярмолюк В.В. и др. Источники магм и изотопная (Sr, Nd) эволюция редкометаль-ных Li—F гранитоидов // Петрология. 1999. Т. 7, № 4. С. 401—429.
Коваленко В.И., Ярмолюк В.В., Андреева И.А. и др. Типы магм и их источники в истории Земли. Часть 2. Редкоме-талльный магматизм: ассоциации пород, состав и источники магм, геодинамические обстановки формирования. М.: ИГЕМ РАН, 2006. 280 с.
Корина Н.А. Хангайское нагорье // Геоморфология Монгольской народной республики. Тр. Совместной Советско-
Монгольской науч.-исслед. экспедиции. Вып. 28. М.: Наука, 1982. C. 87—108.
Котляков В.М. Мир снега и льда. М.: Наука, 1994. 286 с.
Логачев Н.А., Шерман С.И., Леви К.Г. О принципах и методике составления карты новейшей тектоники Сибири // Методические рекомендации к Атласу тектонических карт и опорных профилей Сибири. Новосибирск, 1981. С. 12—20.
Махоткин И.Л., Кононова В.А. Лейцит в калиево-натрие-вых щелочных базальтоидах Бартойских вулканов (Западное Забайкалье) // Докл. АН СССР. 1985. Т. 280, № 4. С. 977—982.
Милановский Е.Е. Пульсации Земли // Геотектоника. 1995. № 5. С. 3—24.
Николаев Н.И. Новейшая тектоника СССР // Тр. комиссии по изучению четвертичного периода. М.; Л.: Изд-во АН СССР, 1949. 342 с.
Рассказов С.В., Логачев Н.А., Брандт И.С. и др. Геохронология и геодинамика позднего кайнозоя (Южная Сибирь — Южная и Восточная Азия). Новосибирск: Наука, 2000. 288 с.
Рассказов С.В., Логачев Н.А., Кожевников В.М. и др. Ярусная динамика верхней мантии Восточной Азии: соотношения мигрирующего вулканизма и низкоскоростных аномалий // Докл. АН. 2003. Т. 390, № 1. С. 90—95.
Рассказов С.В., Мордвинова В.В., Чувашова И.С. и др. Кайнозойский вулканизм локальных низкоскоростных ман-
тийных аномалий Центральной Монголии и Юго-Западного Прибайкалья // Вулканизм и геодинамика: Мат-лы III Всеросс. симпоз. по вулканологии и палеовулканологии. Т. 1. Улан-Удэ: Изд-во Бурятского науч. центра, 2006. С. 280—283.
Рассказов С.В., Чувашова И.С. Структурные признаки синкинематической эволюции средне-позднекайнозой-ского вулканизма Центральной Монголии // Проблемы современной сейсмогеологии и геодинамики Центральной и Восточной Азии: Мат-лы совещ. Т. 2. Иркутск: Ин-т земной коры СО РАН, 2007. С. 90—97.
Рассказов С.В., Чувашова И.С. Кайнозойские динамические экстремумы в эпизодах извержений коровых выплавок в орогенных и рифтовых структурах Азии // Геодинамическая эволюция литосферы Центрально-Азиатского подвижного пояса (от океана к континенту): Мат-лы со-вещ. Вып. 10. Т. 2. Иркутск: Ин-т земной коры СО РАН, 2012. С. 51—54.
Рассказов С.В., Чувашова И.С., Мордвинова В.В. и др. Роль кратонного раздела Леман в кайнозойской динамике верхней мантии Центральной Азии: интерпретация моделей скоростей сейсмических волн в свете пространственно-временной эволюции вулканизма // Фундаментальные проблемы геотектоники: Тез. докл. XL Тектонич. совещ. М.: МГУ, 2007. С. 126—129.
Рассказов С.В., Чувашова И.С., Ясныгина Т.А. и др. Калиевая и калинатровая вулканические серии в кайнозое Азии. Новосибирск: Академическое изд-во «ГЕО». 2012. 310 с.
Рассказов С.В., Ясныгина Т.А., Фефелов Н.Н. и др. Геохимическая эволюция средне-позднекайнозойского магматизма в северной части рифта Рио-Гранде, Запад США // Тихоокеанская геология. 2010. Т. 29, № 1. С. 15—43.
Чувашова И.С., Рассказов С.В., Брандт С.Б. Цикличные вариации калия в позднекайнозойских лавах Центральной Монголии // Изв. Иркут. Гос. ун-та. Сер. Науки о Земле. 2010. Т. 3, № 1. С. 159—176.
Ярмолюк В.В., Кудряшова Е.А., Козловский А.М. и др. Позднемеловой — раннекайнозойский след Южно-Хангай-ской горячей точки мантии // Вулканология и сейсмология. 2007. № 1. С. 3—31.
Arndt N., Lesher C.M., Barnes S.J. Komatiite. Cambridge University Press, 2008. 458 p.
Beck R.A., Burbank D.W., Sercombe W.J. et al. Stratigraphic evidence for an early collision between northwest India and Asia // Nature. 1995. Vol. 373. P. 55—58.
Besse J., Courtillot V. Apparent and true polar wander and the geometry of the geomagnetic field over the last 200 Myr // J. Geophys. Res. 2002. Vol. 197, N B11. P. 6—31.
Courtillot V., Feraud G., Maluski H. et al. Deccan flood basalts and the Cretaceous/Tertiary boundary // Nature. 1988. Vol. 333, N 6176. P. 843—846.
Engebretson D.C., Cox A., Gordon R.G. Relative motion between oceanic plates of the Pacific basin // J. Geophys. Res. 1984. Vol. 89, N B12. P. 10291—10310.
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., Venturelli G., Green D.H. et al. The ultrapotassic rocks: characteristics, classification, and constraints for petroge-netic models // Earth. Sci. Rev. 1987. Vol. 24. P. 81—134.
Foulger G.R. Plates vs. plumes: a geological controversy. Wiley—Blackwell, 2010. 328 p.
Guo F., Fan W., Wang Y., Li C. When did the Emeishan mantle plume activity start? Geological and geochemical evidence from ultramafic—mafic dikes in Southwestern China // Int. Geol. Rev. 2004. Vol. 46. P. 226—234.
Hilde T.W., Uyeda S., Kroenke L. Evolution of the Western Pacific and its margin // Tectonophysics. 1977. Vol. 38. P. 145— 165.
Ishiwatari A., Ichiyama Y. Alaskan-type plutons and ultra-mafic lavas in Far East Russia, Northeast China, and Japan // Int. Geol. Rev. 2004. Vol. 46. P. 316—331. doi: 10.2747/00206814.46.4.316
Khan S.D., Stern R.J., Manton M.I. et al. Age, geochemical and Sr—Nd—Pb isotopic constraints for mantle source characteristics and petrogenesis of Teru volcanics, Northern Kohistan terrane, Pakistan // Tectonophysics. 2004. Vol. 393. P. 263—280.
Le Bas M.J., Streckeisen A.L. The IUGS systematics of igneous rocks // J. Geol. Soc. London. 1991. Vol. 148. P. 825—833.
Li Z., Li Y, Chen H. et al. Hf isotopic characteristics of the Tarim Permian large igneous province rocks of NW China: Implication for the magmatic source and evolution // J. Asian Earth Sci. 2012. Vol. 49. P. 191—202. doi:10.1016/j.jseaes. 2011.11.021
Li Z, Chen H, Song B. et al. Temporal evolution of the Permian large igneous province in Tarim Basin in northwestern China // J. Asian Earth Sci. 2011. Vol. 42. P. 917—927. doi: 10.1016/j.jseaes.2011.05.009
Li Y.-Q., Li Z.-L., Sun Y.-L. et al. Platinum-group elements and geochemical characteristics of the Permian continental flood basalts in the Tarim Basin, northwest China: Implications for the evolution of the Tarim Large Igneous Province // Chem. Geol. 2012. Vol. 328. P. 278—289.
Maruyama S., Liou J.G. Initiation of ultrahigh-pressure metamorphism and its significance on the Proterozoic-Paleozoic boundary // The Island Arc. 1998. Vol. 7. P. 6—35.
McArthur J.M., Howarth R.J., Bailey T.R. Strontium isotope stratigraphy: LOWESS version 3: best fit to the marine Sr-iso-tope curve for 0—509 Ma and accompanying look-up table for deriving numerical age // J. Geol. 2001. Vol. 109. P. 155—170.
Rasskazov S.V., Brandt S.B., Brandt I.S. Radiogenic isotopes in geologic processes. Springer, Dordrecht, Heidelberg, London, New York, 2010. 306 p.
Rasskazov S., Taniguchi H. Magmatic response to the Late Phanerozoic plate subduction beneath East Asia // CNEAS Monograph Series. N 21. Tohoku University, Japan, 2006. 156 p.
Rea D.K., Dixon J.M. Late Cretaceous and Paleogene tectonic evolution of the North Pacific Ocean // Earth Planet. Sci. Lett. 1983. Vol. 65. P. 145—166.
Segev A. Synchronous magmatic cycles during the fragmentation of Gondwana: radiometric ages from the Levant and other provinces // Tectonophysics. 2000. Vol. 325. P. 257—277.
Zhang D, Zhou T, Feng Y. et al. Source, evolution and emplacement of Permian Tarim basalts: Evidence from U—Pb dating, Sr—Nd—Pb—Hf isotope systematics and whole rock geochemistry of basalts from the Keping area, Xinjiang Uygur Autonomous Region, northwest China // J. Asian Earth Sci. 2012. Vol. 49. P. 191—202. doi:10.1016/j.jseaes.2011.10.018
GLOBAL AND REGIONAL EXPRESSIONS OF RECENT GEODYNAMIC STAGE S.V. Rasskazov, I.S. Chuvashova
Global reference point at ~90 Ma for the recent geodynamic stage related to convergent processes, is expressed in marine records of 87Sr/86Sr. Regional interconnected mantle and crustal processes occurred during time intervals that lasted around interval of the recent global geodynamics or match the latter. Due to within plate accommodation of interplate convergent processes, the latest global geodynamic stage in Central Mongolia was contemporaneous to the global one. High-K latites from crustal sources were followed by moderate-K basalts from mantle ones. In the time range from 91 to 31 Ma the basalts were associated with reactivation of paleoslab fragments in the Gobi system, which belong to the closed Solonker and Ural-Mongolian paleooceans and afterwards, in the last 32 Ma, to those of the Hangay system which marked the Mongolian-Okhotsk part of the Paleopacific.
Key words: geodynamics, volcanism, late Cretaceous, Cenozoic, Mongolia.
Сведения об авторах: Рассказов Сергей Васильевич — докт. геол.-минерал. наук, проф., зав. лаб. изотопии и геохронологии Ин-та земной коры СО РАН, e-mail: rassk@crust.irk.ru; Чувашова Ирина Сергеевна — канд. геол.-минерал. наук, ст. преподаватель каф. динамической геологии геологического ф-та Иркутского госуниверситета, е-mail: chuvashova@crust.irk.ru
