В основе геодинамических реконструкций лежат данные изучения геологических формаций, распространенных на исследованной территории, как индикаторов палеогеодинамических обстановок: их состава, особенностей строения, химизма, современного структурного положения.
Венд – ранний палеозой
В этом периоде район представлял северную часть обширного Палеоазиатского океана, обрамляющего с юга Сибирский мегаконтинент, сформированный в предвендское время.
Все три геоструктурных элемента: Хамардабанский геоблок, Джидинский прогиб и Купчинская плита являлись самостоятельно развивавшимися и взаимодействовавшими между собой геоблоками со своей геологической историей развития. В терминах фиксистской парадигмы они отвечают миогеосинклинали, эвгеосинклинали и срединному массиву. Древние границы между ними – сутурные швы, фиксируемые телами ультрабазитов и зонами меланжа (Дархинтуйский надвиг между ХДГБ и Джидинским прогибом) или офиолитовыми ассоциациями горных пород (чешуями и пластинами океанической литосферы, трансформированной в зеленые сланцы) и теми же зонами меланжа (Джидинская зона разломов между Джидинским прогибом и Купчинской плитой).
В Джидинской структурно-фациальной зоне среди формаций Джидинского палеобассейна наиболее ранней является венд-раннекембрийская офиолитовая ассоциация в составе дунитов-гарцбургитов и габбро-пироксенитов цакирского комплекса и подводных примитивных натриевых базальтов базальтовой толщи совместно с незначительным количеством кремнистых сланцев, отлагавшихся на дне окраинного моря. К раннему кембрию относится заложение зоны Беньофа и начало формирования островной дуги над возникшей зоной субдукции. В процессе развития островной дуги примитивные базальты ранней стадии, с которыми ассоциируют археоциатовые известняки подводных возвышенностей – гайотов, в среднем-позднем кембрии сменились дифференцированными вулканитами зрелой стадии ее развития: плагиофировыми андезибазальтами, андезитами, плагиориолитами и риодацитами риолит-андезитовой толщи.
Формирование островных дуг завершилось этапом скучиваня, образованием раннего покровно-складчатого комплекса, зеленосланцевым метаморфизмом отложений (главным образом, пород офиолитовой ассоциации), внедрением раннегеосинклинальных плутонитов, представленных интрузиями габбро-норитов зунгольского комплекса и плагиогранитов-диоритов джидинского комплекса - к–магматов островодужных вулканитов.
В результате размыва формировавшихся вулканических островов, вероятно, в ордовике в их подножье накапливались вулканогенные коллювиально-пролювиальные отложения граувакковой и туфовой формаций, представленные светло-зелеными псаммитовыми туфами и туфитами натриевых андезибазальтов туфотурбидитовой толщи, а в зоне шельфа – мелководными пестроцветными отложениями песчано-глинистой формации, представленными темно-серыми, черными и розоватыми туфопесчаниками и аргиллитами. С ними, скорее всего, синхронны карбонатно-терригенные турбидиты флишоидной толщи, заполнявшие бассейн окраинного моря, располагавшегося к востоку от островной дуги. К западу же от островной дуги в результате интенсивного плутонообразования, связанного с подъемом астеносферного вещества, к верхнему кембрию сформировался Купчинский микроконтинент, в ордовике уже испытавший устойчивое поднятие и лишенный осадков.
В силуре-девоне произошло столкновение Купчинского микроконтинента и островной дуги по андийскому типу, вызвавшее второй, поздний этап шарьяжей с участием как островодужных комплексов, так и плутонических пород Купчинской плиты. В пределах последней в условиях сжатия и высокого теплового потока появились процессы автохтонной гранитизации ранее сформированных средне-позднекембрийских натриевых плутонитов с образованием гнейсово-купольных структур, сложенных гнейсовидными сиенитами и гранитами хамардабанского комплекса. На фоне коллизии в субконтинентальной обстановке в межгорных прогибах накапливались красноцветные аллювиально-пролювиальные молассы хурликской свиты, которые также участвуют в строении пакетов тектонических пластин в ассоциации с островодужной серией дифференцированных вулканитов и их плутонических комагматов. Их образование предполагается в девоне.
Процесс становления континентальной коры завершился внедрением позднеорогенных гранитоидов позднеджидинского комплекса, происходившем на малых глубинах вследствие перемещения магматических очагов в верхние горизонты формирования коры. Слабо эродированные, обнажавшиеся в виде групп пространственно сближенных массивов – Джидинского, Аршано-Кударинского и Лантойского ареал-плутонов, образование комплекса сформировались в три фазы: первая фаза – слабо распространенные монцониты и диориты; вторая, главная фаза – двуполевошпатовые, часто порфировидные субщелочные граниты; третья – субщелочные лейкограниты. Последняя характеризуется фазо-фациальными взаимоотношениями с гранитами второй фазы и располагается в апикальных частях массивов с куполовидной или гребневидной формой, где реализуется потенциальная рудоносность комплекса в редкометальных месторождениях и проявлениях.
Поздний палеозой
Палеогеодинамическая обстановка, существовавшая на данной территории в позднем палеозое, определялась взаимодействием присоединенной части Монголо-Сибирского континента с расположенным к югу океаническим бассейном Палеотетис и смещением к югу Монголии падающей под континент зоны субдукции. Она отвечает активной окраине андийского типа, на которой континентальный рифтогенез возник в результате перекрытия континентальной плитой сейсмофокальной зоны и срединно-океанического хребта и сопровождался магматизмом, сформировавшим в региональном плане Селенгино-Витимский вулкано-плутонический пояс.
В пределах данной территории магматизм сосредоточен в основном в Айнек-Модонкульской вулкано-плутонической структуре (ВПС) и развивался в следующей последовательности. Вулканическая деятельность, носившая бимодальный характер, началась излияниями крупнолейстовых трахибазальтов унгуркуйской свиты, затем – трахитов в трахидацитовых игнимбритов боргойской свиты и закончилась внедрением субвулканических тел и даек порфировых трахитов. Последние выходили и за пределы ВПС в ее раннепалеозойское обрамление. Затем последовало внедрение плутонической серии, являющейся результатом частичного плавления мантийного субстрата с последующим фракционированием и соответствующей типу А-гранитов. В ходе эволюции серии сиенит-гранитовые формации субщелочного состава сменились щелочными. Вначале сформировались крупные полифациальные плутоны бичурского комплекса, представленные рядом пород: монцониты – сиениты – кварцевые сиениты – граниты – лейкограниты. Затем внедрялись дайки и малые тела сиенит-гранитовой формации соготинского комплекса, приуроченные к зонам тектонизации ранее сформированных плутонов. Завершают плутонический магматизм типично трещинные тела и дайки бостонитов и щелочных гранитов – гранит-порфиров куналейского комплекса, приуроченные к тектонической структуре уже другого плана – трещинной структуре Джидинской рудной зоны, расположенной вне позднепалеозойских ВПС, что свидетельствуют о переходе к мезозойскому этапу рифтогенеза.
Мезозой
Позднепалеозойский этап развития привел к закрытию на юге Монголии океана Палеотетис. Мезозойская история данной территории была связана уже с взаимодействием Азиатского континента с Палеотихим океаном. Геодинамическая обстановка характеризовалась надвиганием Азиатской континентальной плиты на структуры Палеотихого океана, в результате чего образовалась структура Монголо-Охотского линеамента, оказавшегося на продолжении срединно-океанического хребта Палеотихого океана. Вдоль линеамента происходил рифтинг и раскалывание континента. Иначе говоря, геодинамическая обстановка континентальной окраины андийского типа, существовавшая в позднем палеозое, сменилась современной калифорнийской обстановкой, то есть сопряженная тектоно-магматическая активизация сменилась автономной.
На данной территории к рифтовым структурам этого времени, существовавшим в юре и раннем мелу, относятся Темникский и Илинга-Улекчинский рифты. В начальной стадии формирования
Кайнозой
Геодинамическая обстановка в кайнозое обусловлена заложением и развитием внутриконтинентальной Байкальской рифтовой системы в результате тектоно-термальной активизации расположенной под ней литосферы, связанной с ее растяжением при реализации внутриплитовых напряжений, вызванных индо-евразийской коллизией.
Рифтогенез сопровождался в основном субщелочно-базальтовым магматизмом и накоплением континентальной серии осадков.
На раннем, палеоген? – неогеновом, этапе, характеризовавшемся относительно слабыми прогибаниями континентальной коры, в широкой протяженной рифтовой ложбине, пересекающей Хамар-Дабан в северо-восточном направлении в условиях умеренно-влажного климата накапливались продукты эрозии докайнозойского рельефа – элювиальные, делювиальные и аллювиальные подбазальтовые отложения, а также образовывались коры выветривания каолинитового профиля. Затем они были погребены покровами субщелочных оливиновых базальтов, образованными обычно одно-двухактными излияниями и общей мощностью 20-100 м. В участках наибольшего прогибания накапливались многослойные лавовые толщи с одним-двумя маломощными прослоями межбазальтовых вулкано-терригенных отложений, споро-пыльцевые спектры которых отражают условия умеренно-теплового достаточно влажного климата и существование смешанных широколиственно-сосновых лесов. Вулканизм этого этапа характеризуется преимущественно трещинным типом излияний, лейкократовым трендом эволюции в пределах петрохимического типа субщелочных оливиновых базальтов. Базальтовые плато приурочены к вершинной поверхности современного рельефа.
Поздний, четвертичный этап кайнозойской истории связан с контрастными движениями рельефа, сопровождающимися эрозией поднимающихся хребтов и врезанием долин с накоплением в них долинно-террасового аллювиального и склонового делювиально-пролювиального комплексов осадков. В его начальной, плейстоценовой стадии продолжается субщелочно-базальтовый вулканизм, в отличие от раннего этапа характеризующийся центральным типом извержений с удовлетворительно сохранившимися вулканическими постройками, состоящими из жерл, склоновых и, главным образом, долинных потоков, удаляющихся от центра извержения на большое расстояние.
Эволюция долинных базальтов продолжает эволюцию вершинных базальтов в направлении увеличения кремнекислотности, глиноземистости, щелочности и снижения фемичности. Появление щелочных базальтов согласуется с предположением о росте глубинности расколов коры с течением времени.
