The Cambrian Volcanic-Sedimentary Strata of the Systighem Terrane (Central Tuva): Results of Isotopic-Geochronology and Geochemical Studies

全文:

ВВЕДЕНИЕ

Тувино-Монгольская (или Кузнецко-Тувинская) островодужная система, существовавшая в Палеоазиатском океане в венде‒кембрии является частью сложного тектонического ансамбля Тувинского фрагмента Центрально-Азиатского подвижного пояса [1, 8]. Эта структура, располагающаяся к северо-западу от одной из крупных докембрийских структур в восточной части Центрально-Азиатского складчатого пояса (ЦАСП) – Тувино-Монгольского микроконтинента, протягивается на значительное расстояние от Озерной зоны Монголии до Салаира [1, 20] (рис. 1).

 

Рис. 1. Карта-схема террейнов восточной части Алтае-Саянской складчатой области (по данным [15, 18, 20]).

1‒3 ‒ террейны: 1 – кратонные, 2 – островодужные, 3 – турбидитовые;

4‒6 – комплексы: 4 ‒ раннепалеозойских бассейнов, 5 – позднепалеозойских бассейнов, 6 – офиолитовые; 7 – разломные нарушения; 8 – регион исследования

 

В развитии Тувино-Монгольской (далее по тексту под названием ‒ Кузнецко-Тувинская) островодужной системы принято выделять два этапа [1]:

• венд‒нижнекембрийский раннеостроводужный;
• кембрийский позднеостроводужный.

К раннеостроводужному относится Таннуольско-Хамсаринский сегмент [1, 5]. В состав этого сегмента входят террейны, формирование толщ которых происходило в обстановках островных дуг, задуговых и преддуговых бассейнов [18]. По крайнему восточному фрагменту этой системы – Хамсаринскому террейну, в последние годы получены новые данные, показывающие основные этапы его тектонической эволюции [25, 44]. Западнее Хамсаринского располагается Хемчикско-Систигхемский террейн, который разделяется на Хемчикскую и Систигхемскую зоны (или террейны) (см. рис. 1).

Средне-позднекембрийские вулканогенно-осадочные отложения Хемчикско-Систигхемского террейна формировались в преддуговых обстановках [1]. К низам комплекса в Систигхемской зоне были отнесены вулканогенные породы и горизонты олистостром с блоками карбонатных пород (эжимская, терекская и баянкольская свиты).

На основе данных U‒Th‒Pb датирования зерен циркона из туфа, возраст баянкольской свиты составляет 530 млн лет и установлено два источника обломочного материала [2]:

• ранневендский (~590 млн лет);
• позднерифейский (~630 млн лет).

Это согласуется с биостратиграфическими данными, где, на основе находок трилобитов в разрезе баянкольской свиты, ее возраст определен как атдабанский ярус нижнего кембрия [13]. При этом находки трилобитов в отложениях эжимской свиты свидетельствуют о ее накоплении не древнее ботомского яруса, что указывает на более позднее формирование этой свиты относительно баянкольской свиты.

Время формирования терекской свиты, отображенное на Государственной геологической карте, как кембрийское, установлено только на основе фаунистических находок, представленных долгоживущими формами [7].

Следует отметить, что контакты между эжимской, терекской и баянкольской свитами, повсеместно тектонизированы и их взаимное соотношение в разрезе дано условно. Аласутская свита, залегающая с перерывом и несогласием на нижнекембрийских породах, представлена палеонтологически «немым» флишоидным комплексом, сложенным терригенными отложениями.

Современные данные о времени вулканизма и седиментации не дают четкого определения геологических границ и последовательности накопления толщ в пределах Систигхемского террейна, отсутствует интерпретация их геодинамической природы.

Цель настоящей статьи – представить геохимическую характеристику вулканогенных ассоциаций эжимской и терекской свит Систигхемского террейна, оценить возраст и палеогеодинамические обстановки их формирования, имеющие существенное значение для построения тектонической модели формирования в исследуемой части Центрально-Азиатского складчатого пояса.

ГЕОЛОГИЧЕСКИЙ ОЧЕРК

Геологическая позиция и состав пород Систигхемского террейна

В строении юго-западной части Систигхемского террейна принимают участие нижне- и верхнекембрийские терригенно-вулканогенные толщи, перекрытые ордовикско‒силурийской молассой Хемчикско-Систигхемского пост-коллизионного прогиба и девонскими комплексами Тувинского рифтогенного прогиба (рис. 2).

 

Рис. 2. Карта-схема геологического строения и стратиграфическая колонка центральной части Систигхемского террейна (по данным [7]).

На фото: обнажения базальтов терекской и туффитов эжимской свит.

1 – четвертичные отложения; 2 –ордовикско–силурийские и девонские комплексы Хемчикско-Систигхемского прогиба; 3 – среднедевонские гранодиориты, граниты, гранит-порфиры; 4 – среднекембрийские диориты; 5 – среднекембрийские серпентинизированные перидотиты, пироксениты, габбро; 6–9 – свиты: 6 – эжимская, 7 – баянкольская, 8 – терекская, 9 – аласугская; 10 – сланцы; 11 – песчаники; 12 – конгломераты; 13 – базальты; 14 – туфы; 15 – туффиты; 16 – известняки; 17 – микрокварциты; 18 – тектонические нарушения; 19 – участки отбора проб

 

С северо-запада отложения террейна ограничены выходами позднедокембрийского Куртушибинского офиолитового комплекса, образующего непрерывную дугообразную структуру (см. рис. 1).

С юга отложения Центрально-Тувинского прогиба отделяют толщи Систигхемского террейна от выходов островодужной ассоциации Таннуольско-Хамсаринского террейна.

Наиболее древними комплексами этого террейна являются эжимская, баянкольская и терекская свиты кембрия (снизу вверх) (см. рис. 2).

Эжимская свита считается более древней, относительно терекской, и широко распространена в центральной части исследуемого района. Она представлена различными по составу сланцами, которым подчинены покровы базальтов, долеритовыми силлами, а также туфами и туфоконгломератами.

Детальное петрографическое исследование пород свиты показало, что долериты сложены соссюритизированными лейстами плагиоклаза и короткостолбчатыми, призматическими зернами клинопироксена. Типично присутствие разнозернистого рудного минерала и крупных скелетных форм титанита (рис. 3, а).

 

Рис. 3. Микрофотографии разновидностей вулканогенных пород эжимской и терекской свит.

I ‒ эжимская свита:

II ‒ терекская свита (без анализатора и с анализатором), прозрачный шлиф.

(а)‒(в) ‒ породы эжимской свиты: (а) ‒ долерит (проба TV-13), (б) ‒ туф основного-среднего состава (проба TV-16), (в) ‒ туффит (проба TV-340);

(г)‒(е) ‒ породы терекской свиты: (г) ‒ миндалекаменный базальтовый порфирит (проба TV-28), (д) ‒ базальтовый порфирит (проба TV-41), (е) – туф основного состава (проба TV-36)

 

Туфы состоят из хлоритизированных и карбонатизированных обломков вулканических пород преимущественно основного-среднего состава (см. рис. 3, б).

Кроме того, встречаются единичные обломки базальтов, измененного плагиоклаза и пироксена. Туффиты сложены однонаправленно ориентированными обломками пород, среди которых широко развиты андезибазальтовые и базальтовые разности, кремни и девитрифицированное, хлоритизированное вулканическое стекло.

Цементирующая масса представлена мелкими обломками вулканических пород и пепловых частиц, превращенных в чешуйчатый агрегат минералов серицит-хлоритового состава, с примесью карбоната (см. рис. 3, в).

Для терекской, считающейся более молодой свитой, характерно присутствие чередующихся в разрезе эффузивов с подчиненными пачками туффов, туффитов и известняков [7]. Эффузивы представлены базальтами и андезитами, часто с интерсертальной структурой и присутствием, в относительно небольшом количестве, порфировых выделений соссюритизированного и хлоритизированного плагиоклаза (см. рис. 3, г).

Кроме того, встречаются единичные крупные фенокристы клинопироксена (см. рис. 3, д).

Миндалины имеют разную форму и размер. Характерны овальные, линзовидные, заполненные, преимущественно, кальцитом и эпидотом, редко кварцем и хлоритом. Для туфов типична слоистая текстура с чередованием микрослойков, сложенных осколками соссюритизированных полевых шпатов, кварца и пепловых частиц раскристаллизованного вулканического стекла, вероятно, основного состава (см. рис. 3, е).

Типично присутствие небольшого количества миндалин сферической и овальной формы, заполненных кальцитом, либо халцедоновидным кварцем.

Породы эжимской свиты метаморфизованы и сильно рассланцованы, чем заметно отличаются от эффузивов терекской свиты. На современном срезе представлены серией чешуй, разобщенных разломами и зонами дробления.

В пределах исследуемого района развиты различные пластовые интрузии долеритов и габбро-долеритов. Встречаются линейные тела серпенитинизированных перидотитов. Их возраст и природа остается неопределенной.

МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЙ

Содержания петрогенных компонентов определялись методом классической “мокрой химии”, позволяющим определить полный химический состав вещества поэлементно. Он основан на переводе проб в состояние раствора и последующим определении каждого элемента отдельно. Концентрации редких элементов – рентгено-флуоресцентным методом на волнодисперсионном спектрометре S8 TIGER (Bruker AXS, Германия). Концентрации РЗЭ, U, Th, Cs установлены методом ICP-MS. Детали методики приведены в [34].

Измерения проведены на квадрупольном масс-спектрометре Agilent 7500ce c использованием международных и российских стандартов (BHVO-2, RCM-1, JG-2 и другие). Ошибка определения содержаний не превышает 10%. Все анализы получены с использованием материально-технической базы центра пользования “Геодинамика и геохронология” ИЗК СО РАН [51].

Предварительная подготовка проб и выделение акцессорного циркона проводились в ИЗК СО РАН (г. Иркутск, Россия) по стандартной методике, в которую входят концентрационный столик, магнитная сепарация, тяжелые жидкости и ручная отборка из концентратов.

Отобранные зерна циркона были имплантированы в эпоксидную смолу. U‒Pb датирование методом LA-ICP MS было проведено для зерен циркона, выделенных из проб вулканогенных пород:

• проба TV-48 (терекская свита);
• проба TV-337 (эжимская свита);
• проба TV-340 (эжимская свита).

Морфология и строение зерен циркона изучались по катодолюминесцентным изображениям, полученным методом сканирующей электронной микроскопии на электронном микроскопе MIRA-3 LMH-TESCAN (ИГХ СО РАН, Иркутск) и LEO-1450 (ЦКП СО РАН, Новосибирск).

U‒Pb датирование цирконов выполнено в ЦКП ИГМ СО РАН (г. Новосибирск) (проба TV-48) и ЦКП “Геодинамика и геохронология” ИЗК СО РАН (г. Иркутск) (пробы TV-337 иTV-340).

Для пробы TV-48 измерения проводились на масс-спектрометре высокого разрешения с индуктивно связанной плазмой Thermo Scientific Element XR (Finnigan Mat, Германия), соединенном с системой лазерной абляции Analyte Excite фирмы Teledyne Cetac Technologies (Германия) на основе ультрафиолетового эксимерного Ar-F лазера с длиной волны 193 нм.

Диаметр лазерного луча составлял 25 и 35 мкм, частота повторения импульсов 5 Гц, плотность энергии лазерного излучения 2.3 Дж/см². Данные масс-спектрометрических измерений обрабатывали с помощью программы “Glitter” [30].

Циркон стандарта 91500 [47] использовался в качестве основного эталонного материала для полученных калибровок возраста. Погрешности единичных анализов изотопных отношений и возрастов приведены на уровне 1σ. Конкордантные возрасты, средние возрасты и диаграммы с конкордией рассчитаны и построены с использованием программы Isoplot v. 4.15 [33].

U‒Pb геохронологические исследования цирконов из проб TV-337 и TV-340 выполнены в ЦКП “Геодинамика и геохронология” Института земной коры СО РАН методом LA-ICP-MS на квадрупольном масс-спектрометре Agilent 7900 (Agilent Technologies Inc., США) с эксимерным лазером Analyte Excite и ячейкой двойного объема HelEx II.

Лазерная абляция проводилась пучком лазера диаметром 35 мкм. Цикл измерения состоял из 20 с – фон, 40 с – накопление сигнала, 30 с – продувка перед следующим циклом. Для калибровки использовался стандартный циркон 91500, имеющий возраст 1065.4 ± 0.6 млн лет [47].

Цирконовые стандарты Plešovice (337.13 ± 0.37 млн лет [42]) и R33 (419.96 ± 0.15 млн лет [26]) использовались для контроля качества данных. В ходе исследований для цирконовых стандартов были получены следующие значения:

• 337 ± 4 млн лет (Plešovice);
• 419 ± 10 млн лет (R33).

Обработка выполненных измерений проводилась в программах Iolite-4.x [36], Dezirteer [37] и ISOPLOT [33] В интерпретации учитывались только оценки возраста, дискордантность которых не превышает 10 %. Гистограммы и кривые относительной вероятности построены по ²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb-значениям возраста с ошибкой 1σ.

Концентрацию и изотопный состав Rb, Sr, Sm, Nd определяли методом изотопного разбавления в лаборатории изотопной геохимии и геохронологии ГЕОХИ РАН (г. Москва) по методике, приведенной в [21].

Образцы, растертые до состояния тонкой пудры, массой 20‒30 мг разлагались в тефлоновых бюксах в смеси HF и HNO₃ (5:1) при атмосферном давлении в течение 3 суток на шейкере при температуре около 100°C. До разложения к образцу добавляется смешанные трассеры ⁸⁵Rb–⁸⁴Sr и ¹⁴⁹Sm–¹⁵⁰Nd. После разложения фториды отгонялись трёхкратным выпариванием в концентрированной HCl. Сухой остаток растворялся в 1.1 мл 2.2N HCl.

Выделение проводили методом ступенчатого элюирования 2.2 N HCl (для Rb и Sr) и 4.0 N HCl (для выделения суммы редкоземельных элементов) на катионите Dowex AG W50х8 (200‒400 меш).

Извлечение Nd и Sm из порции элюата суммы редкоземельных элементов проводили на колонках, заполненных Eichrom Ln.spec со ступенчатым элюированием 0.15N, 0.30N и 0.70N HCl. Полученные порции элюата выпариваются и в соответствующих пропорциях наносятся на предварительно очищенные рениевые ленты.

Масс-спектрометрическое измерение изотопного состава Rb, Sr, Sm и Nd проводилось на многоколлекторном приборе Thermo Finnigan Triton (ГЕОХИ РАН, г. Москва) с использованием двух-ленточного (Re‒Re) источника ионов для измерения Rb, Sm, Nd и одноленточного (Re) для измерения Sr с использованием Ta–эмиттера.

Измерения выполнялись в статическом режиме с одновременной регистрацией ионных токов разных изотопов элемента. Для контроля правильности и воспроизводимости изотопных анализов использовались стандарты NIST SRM-987 с изотопным составом Sr 0.71027 ± 7 (2σ, n = 8) и JNdi-1 для Nd (¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd = 0.512114 ± 22, 2σ, n = 5).

Изотопные отношения нормализовались по отношению ⁸⁸Sr/⁸⁶Sr = 8.3752 (для Sr) и ¹⁴⁶Nd/¹⁴⁴Nd = 0.7219 (для Nd). Погрешность измерения изотопного состава Sr и Nd в индивидуальном анализе не превышает 0.005%. В качестве погрешностей указаны 95%-ые доверительные интервалы для единичного анализа. При расчете εNd и модельного возраста T(DM) использованы современные значения для:

• CHUR ‒ ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd = 0.512638, ¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd = 0.1967, (по [31]);
• DM ‒ ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd = 0.513151, ¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd = 0.2136, (по [29]).

ПЕТРОГЕОХИМИЯ МЕТАВУЛКАНИТОВ СИСТИГХЕМСКОГО ТЕРРЕЙНА

Выходы вулканогенно-осадочных пород терекской и эжимской свит исследовались нами в бассейнах рек Баян-Кол и Эжим (правые притоки р. Енисей (см. рис. 2, уч. 1, 2)) и реки Арзак (правый приток р. Уюк (см. рис. 2, уч. 3)). Породы обеих свит подвержены вторичным преобразованиям (хлоритизация, карбонатизация, эпидотизация и пр.) и, часто, катаклазированы. Для большинства исследованных пород эжимской свиты характерные структурные или минералогические признаки исходных пород отсутствуют, и их диагностика возможна только по химическому составу.

Для терекской свиты вулканогенная природа пород обнаруживается по наличию, разной степени сохранности, реликтов первичных магматических структур и текстур. Наряду с эффузивами в составе обеих свит присутствуют и пирокластические породы – туфы и туффиты. Характерными особенностями смешанных терригенно-карбонатно-пирокластических пород является повышенная известковистость и нестабильность состава, зависящая от превалирующего участия того или иного компонента.

Использование петрохимических диаграмм, одна из которых приведена в статье, позволило отличать туфогенные породы от метаэффузивов в составе и терекской и эжимской свит (рис. 4, а).

 

Рис. 4. Классификационные диаграммы (а) Ni-Zr/TiO₂ (по [49]) и (б) Nb/Y-Zr/TiO₂ (по [48]) для вулканитов терекской и эжимской толщ.

Обозначены пробы (перечеркнуты), отобранные для определения возраста пород.

1‒2 ‒ породы терекской свиты: 1 – базальты и туфы, 2 – туффиты;

3‒5 ‒ породы эжимской свиты: 3 – базальты и туфы, 4 – туффиты, 5 – долериты

 

В поле вулканических пород располагаются разновидности, которые по химическому составу относятся к базальтоидам (SiO₂ < 52 мас %). В группу условно осадочных, вошли породы с различной долей терригенной составляющей, т.е. туфогенные. Интерпретация петрохимического состава пород показала, что преимущественным распространением в составе терекской свиты пользуются эффузивы исключительно основного состава (см. рис. 4, а, б).

Пирокластические породы более типичны для эжимской свиты. В итоге вся выборка пород обеих свит была разделена на две группы. В первую условно вошли породы, относимые к вулканитам и туфам основного состава, во вторую группу вошли туффиты. В дальнейшем, для проведения палеогеодинамических реконструкций и установления источника вещества нами использовались только вулканиты и/или туфы базальтового состава.

Ортопороды терекской свиты представлены преимущественно эффузивами основного состава с варьирующими в узких пределах содержаниями:

• SiO₂ (44‒50 мас %);
• TiO₂ (0.9‒1.8 мас %);
• MgO (6.4‒9.9 мас %).

Доля туффитов в составе свиты невысокая. Для Систигхемского террейна в таблицах 1–3 приведены данные по содержанию петрогенных (масс. %) и редких (г/т) элементов в вулканогенных породах (табл. 1), Rb–Sr изотопному составу вулканогенных пород (табл. 2) и Sm–Nd изотопным данным для вулканогенных пород (табл. 3).

 

Таблица 1. Содержания петрогенных (масс. %) и редких (г/т) элементов в вулканогенных породах Систигхемского террейна

Элементы и окислы	терекская свита
	TV-23	TV-29	TV-31	TV-35	TV-36	TV-37	TV-41	TV-42	TV-45	TV-48
SiO2	49.37	50.42	48.03	47.23	60.38	57.66	43.78	50.94	46.22	33.43
TiO2	1.88	1.31	1.53	1.43	0.70	0.35	1.73	1.17	1.31	0.44
Al2O3	16.05	12.90	13.61	15.14	14.12	23.08	15.00	9.51	11.92	6.81
Fe2O3	5.62	7.50	3.42	6.31	0.81	0.25	4.62	1.08	2.19	2.32
FeO	4.92	3.21	7.03	4.19	4.79	1.97	7.67	7.58	8.51	1.58
MnO	0.16	0.19	0.16	0.16	0.12	0.05	0.20	0.19	0.16	0.12
MgO	5.70	6.76	6.49	5.62	3.60	0.91	5.47	9.54	11.67	2.74
CaO	7.62	11.19	11.13	12.78	5.34	4.21	9.81	14.35	11.01	27.07
Na2O	2.83	1.84	3.05	2.68	3.68	4.82	3.72	2.28	1.81	1.56
K2O	1.45	0.94	0.13	0.22	1.14	3.07	0.92	0.63	0.49	0.45
P2O5	0.31	0.26	0.22	0.26	0.13	0.03	0.27	0.15	0.20	0.07
Н2О-	0.12	0.11	0.13	0.09	0.05	0.07	0.05	0.05	0.13	0.16
СО2	0.06	0.06	1.30	0.06	2.55	1.14	2.99	0.16	0.19	20.81
ппп	3.86	3.85	4.20	4.05	3.11	2.17	3.86	2.83	4.64	2.51
сумма	99.95	100.54	100.45	100.21	100.53	99.78	100.11	100.45	100.44	100.07
Rb	33	7.1	–	–	13	89	9.8	8.7	13	7.7
Sr	400	210	150	180	430	650	660	330	290	240
Ba	460	150	29	68	760	410	280	240	100	160
Y	23	20	19	22	28	5.2	23	16	19	20
Zr	150	100	120	120	100	22	130	75	93	62
Nb	19	14	17	14	3.4	2	19	14	13	7.1
Co	39	44	44	39	19	7.7	42	41	57	16
Sc	26	28	34	33	25	11	34	36	43	28
Cr	92	130	200	190	35	22	120	1500	790	230
V	230	160	250	230	110	75	190	280	230	93
Ni	51	60	81	57	29	10	64	190	220	93
Zn	100	93	97	86	110	42	120	62	95	53
Pb	3	3.8	4	5	8	3	3	3	3	5
La	19*	13	17	13	10*	5	12	21*	11*	11
Ce	38*	21	27	40	18*	7	27	19*	21*	22
Pr	4*	не опр	не опр	не опр	2.9*	не опр	не опр	2.4*	2.7*	не опр
Nd	20*	15	16	27	12*	9	19	10*	12*	12
Sm	5.03	не опр	не опр	не опр	3.22	не опр	не опр	2.75	3.40	не опр
Eu	1.59	не опр	не опр	не опр	1.05	не опр	не опр	0.90	1.07	не опр
Gd	4.57	не опр	не опр	не опр	3.92	не опр	не опр	2.93	3.20	не опр
Tb	0.73	не опр	не опр	не опр	0.71	не опр	не опр	0.45	0.48	не опр
Dy	4.26	не опр	не опр	не опр	4.64	не опр	не опр	2.76	3.07	не опр
Ho	0.78	не опр	не опр	не опр	0.99	не опр	не опр	0.53	0.61	не опр
Er	2.12	не опр	не опр	не опр	2.86	не опр	не опр	1.41	1.53	не опр
Tm	0.29	не опр	не опр	не опр	0.43	не опр	не опр	0.19	0.21	не опр
Yb	1.82	не опр	не опр	не опр	2.71	не опр	не опр	1.15	1.26	не опр
Lu	0.30	не опр	не опр	не опр	0.43	не опр	не опр	0.19	0.21	не опр
Th	2.16*	–	–	–	1.37*	–	–	0.96*	1.03*	–
U	0.71*	–	–	–	0.81*	–	–	0.49*	0.58*	–
Cs	0.58	не опр	не опр	не опр	0.51	не опр	не опр	0.30	1.91	не опр
(La/Yb)n	7.6	не опр	не опр	не опр	2.7	не опр	не опр	13.2	6.8	не опр
Eu/Eu*	1.01	не опр	не опр	не опр	0.91	не опр	не опр	0.97	0.99	не опр
	эжимская свита
SiO2	65.43	50.00	64.57	61.90	48.03	61.99	57.51	47.74	69.11	52.98
TiO2	0.64	2.47	0.70	0.64	0.98	0.90	1.21	1.02	0.61	0.87
Al2O3	13.69	16.43	12.77	11.78	8.14	9.69	15.58	9.42	11.59	12.98
Fe2O3	1.07	2.36	1.37	1.02	1.93	3.10	9.05	9.33	5.66	0.99
FeO	4.93	8.18	5.29	5.35	7.64	5.86	не опр	не опр	не опр	5.28
MnO	0.15	0.16	0.10	0.16	0.37	0.10	0.22	0.25	0.081	0.25
MgO	2.31	4.21	5.71	5.79	15.85	8.84	4.54	10.86	3.99	6.49
CaO	1.64	4.31	0.66	3.35	12.75	2.57	0.76	7.71	1.75	5.56
Na2O	3.91	5.10	3.85	3.35	0.20	2.49	5.49	1.3	4.26	3.92
K2O	3.08	1.79	0.82	1.14	0.22	0.34	1.77	0.47	0.61	0.70
P2O5	0.11	0.74	0.12	0.10	0.11	0.05	0.32	0.14	0.11	0.15
Н2О-	0.12	0.14	0.07	0.04	0.10	0.12	не опр	не опр	не опр	0.06
СО2	0.45	–	0.08	1.69	–	0.17	0.81	–	–	6.85
ппп	2.33	3.96	3.88	3.76	4.01	3.86	2.93	11.49	2.51	3.08
сумма	97.53	95.89	96.11	100.06	96.32	96.22	99.39	99.73	100.28	97.08
Rb	36	36	5.5	12	–	5.6	16	12	6.2	15
Sr	170	250	42	180	870	91	150	180	110	230
Ba	584	280	350	210	110	66	900	73	300	130
Y	44	37	34	23	26	16	39	18	26	17
Zr	120	370	92	79	96	56	170	73	230	89
Nb	2	51	3	4.6	12	2	13	8	17	8.7
Co	13	29	36	27	63	41	17	38	10	30
Sc	20	13	28	26	32	23	31	26	19	24
Cr	39	8.2	160	160	1100	1700	33	790	44	570
V	94	100	160	130	180	250	120	160	39	150
Ni	21	20	120	110	750	360	20	420	34	230
Zn	110	160	88	66	120	90	170	62	45	67
Pb	5.4	9.5	–	–	5.1	–	2.2	–	–	4.7
La	13	75*	9.5	8*	27*	6.1	24	8*	23*	10*
Ce	18	150*	22	16*	33*	11	50	19*	49*	22*
Pr	не опр	16*	не опр	2.2*	3.6*	не опр	не опр	2.5*	5.9*	2.8*
Nd	12	60*	13	9*	15*	6.3	20	10*	23*	12*
Sm	не опр	11	не опр	2.8	4.2	не опр	не опр	2.8	5.1	2.9
Eu	не опр	3.00	не опр	0.85	1.10	не опр	не опр	0.99	0.95	0.94
Gd	не опр	9.12	не опр	3.08	3.96	не опр	не опр	3.16	4.74	3.02
Tb	не опр	1.30	не опр	0.57	0.65	не опр	не опр	0.51	0.68	0.49
Dy	не опр	7.08	не опр	3.78	4.33	не опр	не опр	3.22	4.40	2.99
Ho	не опр	1.27	не опр	0.80	0.88	не опр	не опр	0.70	0.95	0.62
Er	не опр	3.13	не опр	2.32	2.59	не опр	не опр	1.90	2.62	1.71
Tm	не опр	0.42	не опр	0.36	0.37	не опр	не опр	0.28	0.38	0.25
Yb	не опр	2.52	не опр	2.34	2.14	не опр	не опр	1.76	2.52	1.48
Lu	не опр	0.41	не опр	0.41	0.34	не опр	не опр	0.26	0.36	0.21
Th	–	9.22*	–	3.49*	3.09*	–	5.2	1.39*	5.29*	1.22*
U	–	1.35*	–	1.25*	1.22*	–	3.2	0.64*	2.12*	0.56*
Cs	не опр	1.39	не опр	0.25	0.33	не опр	не опр	0.43	0.17	0.34
(La/Yb)n	не опр	21.5	не опр	2.46	9.08	не опр	не опр	3.40	6.60	4.90
Eu/Eu*	не опр	0.89	не опр	0.88	0.82	не опр	не опр	1.01	0.60	0.97

Примечание. Прочерк – содержания элемента ниже предела обнаружения; * – определен методом ICP-MS.

 

Таблица 2. Rb‒Sr изотопный состав вулканогенных пород Систигхемского террейна

Номер образца	Rb (г/т)	Sr (г/т)	87Rb/86Sr	87Sr/86Sr	± 2σ	(87Sr/86Sr)0
эжимская свита
TV-13 TV-15	36.5 12.1	240.8 173.1 872.8	0.4355 0.2026 0.0086	0.708631 0.708219	0.000006 0.000006	0.705444 0.706746
TV-20	2.6			0.705754	0.000004	0.705692
терекская свита
TV-23 TV-36 TV-42 TV-45	35.7 15.6 11.7 13.4	734.3 432.8 313.1 284.8	0.1406 0.1046 0.1084 0.1367	0.704714 0.706099 0.705243 0.705324	0.000007 0.000004 0.000009 0.000004	0.703692 0.705338 0.704455 0.704331
баянкольская свита
TV-54 TV-60 TV-62	22.3 3.3 9.9	292.7 55.1 201.3	0.2202 0.1719 0.1424	0.706752 0.706769 0.706043	0.000009 0.000008 0.000007	0.706752 0.705469 0.704967

 

Таблица 3. Sm‒Nd изотопные данные для вулканогенных пород Систигхемского террейна

Номер образца	Т (млн лет)	Содержание (г/т)		147Sm/144Nd	143Nd/144Nd	εNd(0)	εNd(T)	TNd(C)
		Sm	Nd
эжимская свита
TV-13 TV-15	510	20.87 5.24	114.30 18.65	0.1104 0.1701	0.511967 0.512751	−12.9 2.2	−7.3 3.9	0.9
TV-20		6.94	28.52	0.1471	0.512453	–3.6	–0.4
терекская свита
TV-23 TV-36 TV-42 TV-45	510	9.11 7.24 5.06 6.22	38.32 26.16 20.07 24.70	0.1437 0.1673 0.1524 0.1523	0.512453 0.512772 0.512662 0.512663	–3.6 2.6 0.5 0.5	–0.2 4.5 3.4 3.4	1.1
баянкольская свита
TV-60 TV-62	530	3.10 3.99	10.07 15.42	0.1858 0.1568	0.512806 0.512775	3.3 2.7	4.0 5.4	0.9

Примечание. Величины ε_Nd(T) и двустадийных модельных возрастов T_Nd(C) рассчитаны на минимально возможный возраст их накопления.

 

В состав эжимской свиты типично входят (мас. %) (см. табл. 1):

• туфы (пирокластические породы), в том числе известковистые ((47‒52), (0.9‒1.2) и (6.5‒15.8));
• туффиты ((57‒66), (0.5‒1.2) и (2.3‒8.8)).

Высокие концентрации MgO (до 15 мас. %) в туфах связаны с присутствием в составе породы доломита и доломитовых известняков как в обломочной, так и цементирующей части породы (см. табл. 1). Значительные вариации состава туффитов по концентрации SiO₂, MgO и CaO связаны с разным вкладом вулканогенной и осадочной составляющей.

Покровы базальтов и силлы долеритов, чередующиеся в разрезе с туффитами и туфоконгломератами, имеют подчиненное распространение. Для долеритов типичны повышенные, относительно пирокластических пород свиты, концентрации (мас. %) (см. табл. 1):

• TiO₂ (2.4‒2.6);
• Al₂O₃ (16.4‒17.1);
• K₂O (3.9‒5.1).

Содержания магния и железа отрицательно коррелируют с содержанием кремнекислоты (рис. 5).

 

Рис. 5. Вариации содержаний петрогенных элементов в зависимости от SiO₂ в вулканогенных породах терекской и эжимской свит.

1‒2 ‒ породы терекской свиты: 1 – базальты и туфы, 2 – туффиты;

3‒4 ‒ породы эжимской свиты: 3 – базальты и туфы, 4 – туффиты

 

Поведение таких элементов как титан и алюминий может значимо меняться в зависимости от состава выделяющихся фаз в вулканогенных породах и наличия осадочной примеси в туфогенных.

Для базальтоидов характерно увеличение содержаний TiO₂ и Al₂O₃ с ростом кремнекислотности, но в большей степени, поведение этих элементов может меняться в зависимости от состава выделяющихся из расплава минералов (титаномагнетита и основного плагиоклаза, соответственно).

Концентрация натрия в базальтах и андезибазальтах увеличивается с ростом содержаний SiO₂, но с началом кристаллизации относительно кислого плагиоклаза стабилизируется на примерно постоянном уровне.

Для фосфора также характерна положительная корреляция с кремнекислотой.

Общая тенденция поведения петрогенных элементов от вулканитов к туфам и туфогенным породам выражается в уменьшении содержаний MgO, а также P₂O₅, TiO₂, а концентрации SiO₂, Na₂O и Al₂O₃ возрастают.

Основные вулканиты характеризуются низкими содержаниями Th, U (редко выше 2 г/т) и варьирующими в значительных пределах Zr, V, Cr, Ba и Sr концентрации которых в некоторых разновидностях достигают до 190, 350, 1500, 1100 и 1100 г/т, соответственно (см. табл. 1).

Для туффитов типичны более повышенные содержания Zr, Nb, Y. Эффузивы терекской и эжимской свит характеризуются наличием отрицательных аномалий по Nb, P и Ti, более ярко выраженных в породах эжимской свиты и положительных по Pb и Sr, проявленных в терекской (рис. 6, а, б).

 

Рис. 6. Спектры распределения редких элементов, нормализованных к составу примитивной мантии для базальтов и туфов (а) эжимской свиты, (б) терекской свиты, (в) туффитов эжимской и терекской свит (по данным [45]).

 

В туффитах сохраняются аналогичные тенденции распределения микроэлементов и возрастают концентрации РЗЭ (см. рис. 6, в). Характерны умеренно фракционированные спектры распределения РЗЭ (см. рис. 6, в):

• (La/Yb)_n = 3–9 в породах эжимской свиты;
• (La/Yb)_n = 7‒13 в породах терекской свиты.

Характерно отсутствие четких минимумов по Eu (см. рис. 6, в):

• (Eu/Eu*) = 0.82–1.01 и 0.97–1.01, соответственно.

РЕЗУЛЬТАТЫ

Изотопно-геохронологические данные

Для определения возраста вулканогенных пород Систигхемского террейна были отобраны пробы (рис. 7):

 

Рис. 7. (а) Гистограмма и кривая относительной вероятности U‒Pb возрастов, (б) диаграмма с конкордией (в) для цирконов из туфа (TV-340), (г) гистограмма и кривая относительной вероятности U‒Pb возрастов и (д) диаграмма с конкордией (е) для цирконов из туфа (TV-337) эжимской свиты.

 

• туфов эжимской свиты ТV-337 и TV-340 (51°53՛54.3″ с.ш., 093°42՛05.1″ в.д.);
• туффита терекской свиты TV-48 (51°42՛16.7″ с.ш., 093°28՛12.8″ в.д.).

Исследованные туфы представляют собой сложенную обломками измененных андезибазальтов псефо-псаммитовой размерности породу. Цементом служит хлоритизированное вулканическое стекло основного состава или карбонатный материал.

Туффит из пробы TV-48 сложен однонаправленно ориентированными обломками преимущественно эффузивов основного и среднего состава, в подчиненном количестве встречаются обломки девитрифицированного стекла и мелкозернистых (иногда водорослевых) известняков. Основная масса, цементирующая обломки, сложена карбонатным материалом. Все породы интенсивно катаклазированы, хлоритизированы и серицитизированы.

Зерна циркона, отобранные из туфов проб ТV-340 и TV-337 эжимской свиты, по однотипным морфологии и цвету, относятся к одной генерации (рис. 7, а, б).

Они представлены преимущественно короткопризматическими прозрачными и полупрозрачными кристаллами с характерной осциляционной зональностью, типичной для цирконов магматической генерации. Зерна циркона из туффита – коротко- и длиннопризматические, сероватые, прозрачные и полупрозрачные кристаллы с осцилляторной зональностью (см. рис. 7, в).

По зернам циркона из пробы ТV-340 получено 52 значения изотопного состава, образующих на диаграмме конкордантный кластер с возрастом 510 ± 2.5 млн лет (см. рис. 7, а).

В туфе из пробы TV-337 основная масса цирконов принадлежит одной генерации, аналогичной по облику и строению зернам циркона из туфа из пробы TV-340. Средневзвешенный возраст, полученный по самой молодой выборке значений 8 зерен соответствует 512 ± 11 млн лет (см. рис. 7, б).

Кроме них в выборке присутствовали цирконы других возрастных диапазонов – 528‒540 и 550‒620 млн лет, для многих таких зерен характерно сложное строение, указывающее на их гетерогенное происхождение. Единичные 10 зерен циркона не образуют значимых пиков и находятся в интервале от 0.9 до 2.8 млрд лет.

Из туффита терекской свиты получено 99 конкордантных значений возраста цирконов. Возраст 62 зерен циркона основной группы находится в интервале 510‒550 млн лет, с основным пиком на 520 млн лет и популяцией из 25 определений самых молодых значений возраста на пике 510 млн лет, возраст зерен циркона другой группы отвечает интервалу 570‒635 млн лет с пиком 582 млн лет.

Sr‒Nd изотопный состав вулканогенных пород терекской и эжимской свит достаточно близок.

Значение ε_Nd составляет (рис. 8, рис. 9, а):

 

Рис. 8. Гистограмма и кривая относительной вероятности U‒Pb возрастов (а) для цирконов (б) из туффита (TV-48) терекской свиты.

 

Рис. 9. Sr‒Nd изотопные вариационные диаграммы для вулканитов Систигхемского террейна (по данным [17, 18, 32, 39, 50]).

Диаграммы ε_Nd(t) – (87Sr/86Sr)₀ (а) и ε_Nd(t) – возраст (б).

Обозначено: DM ‒ деплетированная мантия; MORB – базальты срединноокеанических хребтов; EMI и EMII – компоненты обогащенного мантийного источника (по [50]).

1 – вулканогенные породы терекской свиты; 2 – туфы; 3 – долерит эжимской свиты; 4 – туфы баянкольской свиты

 

• ε_Nd(510) = +3.9 до -0.45, (⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)₀ = 0.7056–0.7067 в вулканитах эжимской свиты;
• ε_Nd(510) = -7.3, (⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)₀ = 0.7054 в диабазах эжимской свиты;
• ε_Nd(510) = +4.5 до -0.23, (⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)₀ = 0.7036–0.7053) в породах терекской свиты.

Кроме того, были получены изотопные данные для вулканитов баянкольской свиты, как известно, имеющих несколько более древний возраст [2].

Для туфов баянкольской свиты характерны относительно обогащенные величины (⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)₀, лежащие в пределах 0.7049–0.7054 мас. %, при положительных значениях величин ε_Nd (530) = +4.0–+5.4.

Изотопный состав вулканогенных пород терекской и баянкольской свит близок составам базальтов океанических островов и вулканогенных пород Таннуольского террейна, при этом для туфов эжимской свиты обнаруживается тенденция обогащения радиогенным Sr и обеднения Nd (см. рис. 9, б).

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Результаты проведенных изотопно-геохимических исследований показали, что для эжимской и терекской свит Систигхемского террейна типичны близкие ассоциации пород, но в разных количественных соотношениях.

На изученных участках для разреза терекской свиты характерно преобладание основных эффузивов над туфогенными породами, в эжимской свите преимущественно распространены туффиты и туфы, часто известковистые, а переслаивание зеленых и зеленовато-серых эффузивов с туфогенными и осадочными породами может указывать на накопление толщи в субаквальных обстановках.

Вулканогенные толщи Хемчикско-Систигхемского террейна рассматриваются как комплексы преддуговой зоны Таннуольско-Хамсаринской островодужной системы, формирование которых часто связывают с прилегающим к террейну с северо-запада офиолитовым комплексом [1].

На происхождение Куртушибинских офиолитов существует несколько точек зрения. По одной из них формирование этого комплекса офиолитов происходило в рифтогенном океаническом бассейне в условиях рассеянного спрединга в течение длительного времени (до 100 млн лет) [16]. В развитии таких систем отмечается несколько этапов – начальный (концентрированного спрединга), характерный для океанических рифтовых систем, и рассеянный спрединг, характерный для островодужных и задуговых рифтовых океанических структур.

Возраст этого комплекса, по данным Ar⁴⁰/Ar³⁹ метода по амфиболу из габбро Шатского офиолитового массива, составляет 578.1 ± 5.6 млн лет [19]. Близкими по времени зарождения и природе рассматриваются и офиолитовые комплексы Восточно-Тувинской зоны, образование которых связывается с рифтогенезом энсиалической коры, близкой к формированию океанического бассейна Красноморского типа [24].

Считается, что возраст офиолитов Восточно-Тувинской зоны, установленный U‒Pb методом по циркону из плагиогранитов, прорывающих магматические образования агардагского офиолитового комплекса, не моложе 569.6 ± 1.7 млн лет [38].

Реконструкция состава источника вещества и палеогеодинамических условий формирования проводилась только с использованием составов метавулканитов, как наиболее информативных при использовании стандартных диаграмм для основных пород. При этом мы сознательно не оперируем концентрациями таких элементов как K, Na, Сa, Rb, U и Cs считающихся подвижными при взаимодействии базальтов с морской водой и в водных флюидах при низких степенях метаморфизма пород базальтового состава.

Согласно диаграмме Nb/Y‒Zr/TiO₂ поле составов метабазальтов терекской свиты сосредоточено в области щелочных, а эжимской субщелочных базальтов (см. рис. 4).

Для них характерно обогащение редкими литофильными, в том числе легкими редкоземельными, элементами по сравнению с базальтами срединно-океанических хребтов и близость к составу базальтов типа OIB (см. рис. 6).

Основные вулканиты характеризуются наличием отрицательных аномалий по Nb, а также слабопроявленных или хорошо выраженных отрицательных по Ti и положительных по Sr и Ba (см. рис. 6).

Наличие подобных аномалий может быть следствием контаминации материалом континентальной коры, либо добавлением в мантийный источник субдукционной компоненты. Для них характерны значения, которые могут свидетельствовать о незначительной роли коровой контаминации при их формировании:

• низкие (Th/La)pm (0.19‒0.97);
• высокие (Nb/Th)pm отношения (0.91‒1.00);
• варьирующие повышенные (Nb/La)pm (0.34‒ 0.83).

Все это указывает на обогащение данных пород Nb, относительно Th, и предполагает участие рециклированного материала океанической коры (слэба), испытавшего плавление в зоне субдукции, в составе источника метавулканитов.

На участие в составе источника рециклированного материала может указывать и положение точек состава исследованных базальтоидов на диаграмме (⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)₀- ε_Nd(t) вблизи и в поле обогащённого мантийного источника ЕМ1, который считается компонентом субдуцированной океанической коры и пелагических осадков.

На диаграммах Nb/Yb‒Th/Yb и Th/Nb–Ce/Nb точки составов базальтов терекской свиты располагаются вдоль линии мантийной последовательности и в поле OIB, при этом туфы эжимской свиты тяготеют к составам вулканических серий, которые образуются в условиях активных континентальных окраин и островных дуг (рис. 10, а, б).

 

Рис. 10. Диаграммы (а) Nb/Yb‒Th/Yb (по [28]), (б) Th/Nb‒Ce/Nb (по [41]), (в) TiO2/Yb‒Th/Nb (по [40]) для базальтов терекской и эжимской свит Систигхемского террейна.

Составы N-MORB, E-MORB и OIB (по [45]); обозначены поля (пунктир): Японского моря, бассейна Лау и Окинава BABB (по [46]);

DMM ‒ компонент истощенного мантийного источника MORB;

RSC ‒ остаточный компонент рециклированного океанического слэба;

SDC ‒ субдукционный компонент островодужного магматизма;

SZLM ‒ субдукционно-модифицированная литосферная мантия (по [40]);

СС ‒ континентальная кора.

1 ‒ базальты терекской свиты; 2 ‒ базальты эжимской свиты; 3 ‒ долерит эжимской свиты

 

Эффект взаимодействия плюмового источника магм с субдукционным фиксируется по составам вулканитов Систигхемского террейна (см. рис. 10, в).

При этом смешанный источник магм характерен для вулканитов эжимской свиты (повышенные Th/Nb отношения, выраженные отрицательные аномалии Ti, Nb, P), тогда как для терекской свиты типичен плюмовый источник магм (пониженные Ce/Nb и Th/Nb отношения, повышенные концентрации Nb и близость составам OIB) (см. рис. 9, а; рис. 10, б, в). Формирование вулканитов, возможно, происходило на поздних стадиях раскрытия бассейна.

Положение исследованных составов на диаграммах в полях базальтов континентальных и задуговых обстановок, геохимические и изотопные особенности состава вулканитов позволяют предполагать, что формирование бассейна происходило на коре переходного типа (рис. 11, а, б).

 

Рис. 11. Диаграммы (а) V-Ti/1000 (по [43]) и (б) Nb/8-Y/15-La/10 (по [27]) для метабазальтов терекской и эжимской свит Систигхемского террейна.

Обозначено: BAB – задуговые базальты; BON – бониниты; Cont.bas. – континентальные базальты; EMORB – обогащенные базальты срединно-океанических хребтов; IAT – островодужные толеиты; NMORB – нормальные базальты срединно-океанических хребтов; VAT – толеиты вулканических дуг.

1‒2 ‒ базальты: 1 ‒ терекской свиты, 2 ‒ эжимской свиты; 3 ‒ долерит эжимской свиты

 

Формирование исследованных нами толщ происходило на сложенной различными базальтами, их туфами и конгломератами и считающейся более древней и подстилающей – баянкольской свите раннего кембрия. Установленный по породам этой свиты позднедокембрийский этап в развитии террейна, с проявленными импульсами гранитоидного магматизма в интервале 630‒590 млн лет, может так же указывать на то, что формирование этих комплексов не могло происходить в пределах блоков с океанической корой.

На разработанной нами схеме тектонической эволюции Систигхемского террейна Центральной Тувы в нижнем кембрии представляется, что формирование нижележащей баянкольской свиты происходило на утоненной коре переходного типа (рис. 12).

 

Рис. 12. Схема тектонической эволюции Систигхемского террейна Центральной Тувы в нижнем кембрии.

Показаны (прямоугольники фиолетовым) отложения эжимской и терекской свит.

1–2 – кора: 1 – континентальная, 2 ‒ океаническая; 3 ‒ островная дуга; 4 ‒ аккреционно-субдукционный комплекс; 5 – отложения баянкольской свиты

 

Формирование вулканитов эжимской и терекской свит обусловлено рифтогенными процессами в тылу континентальной окраины над зонами субдукции. Геохимический облик вулканитов этих свит предполагает существование водонасыщенной надсубдукционной мантии и участие астеносферной, что приводит к появлению материнских расплавов, обедненных такими элементами как Nb и Ti по отношению к Ba и La. Присутствие в пробе туффитов эжимской свиты цирконов возрастного диапазона 570‒635 млн лет (пик 580 млн лет) указывает на идентичные с породами баянкольской свиты источники сноса.

Аналогичные геологические процессы установлены (кембрий) в южной части Тувинского сегмента. В прибрежно-морских обстановках 530‒520 млн лет назад формируются отложения терегтигской свиты, основными источниками сноса для которой послужили породы нео-, мезо-, палеопротерозоя, в том числе, офиолиты Агардагского комплекса и породы вулкано-плутонической серии с возрастом 574‒579 млн лет [12]. Эти отложения являются одовозрастными с баянкольской свитой и также имеют в своем составе конгломераты с валунами гранитоидов с возрастом около 580 млн лет.

Затем на рубеже 500 млн лет происходит отложение осадочно-вулканогенной шурмакской свиты. При формировании туфоконгломератов этой свиты обломочный материал поступал в результате синхронных вулканических событий и вследствие разрушения более древних пород вплоть до архея [11]. Формирование этих пород и отложений эжимской и терекской свиты происходило одновременно в обстановках растяжения в южной и северной частях Тувинского сегмента ЦАСП. Все эти данные указывают на масштабность проявления рифтогенных процессов в регионе в это время.

Почти синхронно с формированием толщ Систигхемского террейна в пределах Палеоазиатского океана в интервале 540‒520 млн лет происходило формирование вулканогенных и гранитоидных пород Таннуольского островодужного террейна, но субдукционные процессы в пределах этой зоны продолжались вплоть до конца раннего кембрия [3, 18, 22].

Время раннепалеозойских аккреционно-коллизионных процессов, установленное (в большей степени) по гранитоидам, соответствует трем (раннекембрийский, позднекембрийский и средне-позднеордовикский) временным этапам от 510 до 450 млн лет [23, 39]. Последний средне-позднеордовикский (460‒450 млн лет) этап связан с постколлизионной историей развития этого блока [4].

Для террейнов Прибайкальского фрагмента Центрально-Азиатского складчатого пояса основной пик коллизионных процессов установлен в интервале 490–470 млн лет [6, 9, 14].

ВЫВОДЫ

1. Происхождение первичных базальтовых магм терекской и эжимской свит, связано с частичным плавлением мантийного источника (типа OIB), метасоматически проработанного процессами, связанными с контаминацией при подплавлении дегидратированого слэба.
2. Формирование вулканогенных пород Систигхемского террейна происходило в бассейнах рифтогенного типа маркирующих процессы растяжения в тыловой части аккреционного комплекса с корой переходного или континентального типа на фоне субдукции под комплекс коры Палеоазиатского океана.
3. Терекская и эжимская свиты, являясь единой толщей с фациальной изменчивостью и неоднородностью по простиранию, в процессе складчатости и тектонических сдвигов были разделены на пластины, деформированы и горизонтально смещены друг относительно друга с дальнейшим объединением этих тектонических пластин и с их метаморфическим преобразованием.

Благодарности. Авторы благодарны рецензенту А.К. Худолею (СПбГУ–Институт наук о Земле, г. Санкт-Петербург, Россия) и анонимному рецензенту за полезные комментарии и редактору М.Н. Шуплецовой (ГИН РАН, г. Москва, Россия) за тщательное редактирование.

Финансирование. Исследования выполнены за счет гранта Российского научного фонда № 22-77-10069, https://rscf.ru/project/22-77-10069/ и Государственного задания ИГМ СО РАН № FWZN-2022-0036.

Конфликт интересов. Авторы заявляют, что не имеют конфликта интересов.

作者简介

S. Shkolnik

Institute of the Earth’s Crust of the Siberian Branch of the RAS; Sobolev Institute of Geology and Mineralogy of the Siberian Branch of the RAS

编辑信件的主要联系方式.
Email: sink@crust.irk.ru
俄罗斯联邦, 128, Lermontov Str., 664033 Irkutsk; 3, Academic Koptyug Str., 630090 Novosibirsk

E. Letnikova

Sobolev Institute of Geology and Mineralogy of the Siberian Branch of the RAS

Email: sink2507@mail.ru
俄罗斯联邦, 3, Academic Koptyug Str., 630090 Novosibirsk

K. Kolesov

Sobolev Institute of Geology and Mineralogy of the Siberian Branch of the RAS

Email: sink2507@mail.ru
俄罗斯联邦, 3, Academic Koptyug Str., 630090 Novosibirsk

A. Ivanov

Sobolev Institute of Geology and Mineralogy of the Siberian Branch of the RAS

Email: sink2507@mail.ru
俄罗斯联邦, 3, Academic Koptyug Str., 630090 Novosibirsk

D. Bulgakova

Sobolev Institute of Geology and Mineralogy of the Siberian Branch of the RAS

Email: sink2507@mail.ru
俄罗斯联邦, 3, Academic Koptyug Str., 630090 Novosibirsk

N. Bryansky

Institute of the Earth’s Crust of the Siberian Branch of the RAS

Email: sink2507@mail.ru
俄罗斯联邦, 128, Lermontov Str., 664033 Irkutsk

参考

补充文件