Structure and Petrological-Geochemical Characteristics of Rocks of the Kabak-Taiga Ophiolite Complex of the Altai-Sayan Folded Region (Mountain Altai)

Cover Page

Cite item

Full Text

Abstract

The Kabak- Taiga ophiolite complex is represented by serpentinite melange, including blocks of gabbro- pyroxenite-ultramafic and gabbro-d iabase, intruded by leucoplagiogranite dikes. The melange is located at the base of the accretionary complex composed of tectonic sheets of basalts and rhythmically layered terrigenous and siliceous rocks altered in the greenschist facies of metamorphism. It was revealed that the gabbro- diabases belong to low-titanium tholeiites, the leucoplagiogranites are calcic and belong to M-type granites, and the basalts belong to moderately alkaline high-titanium volcanics. The microelement composition of the gabbro-d iabases and basalts, as well as features of the composition of chrome- spinelides from ultrabasic rocks, indicates their formation during spreading in the rear of the island arc. The set of new geological and petrological- geochemical data obtained on the rocks of the Kabak-T aiga ophiolite complex and basalts of the accretionary complex allows us to combine them into a single ophiolite association. Together with the ophiolites of Southern Tuva, they represents the Vendian-C ambrian back-arc basin of the Tannuol island arc, fragments of which have been preserved in the Early- Middle Paleozoic Charysh- Terekta- Ulagan-S ayan suture- shear zone. The new data obtained are an important aspect in substantiating the geodynamic nature of the global suture- shear zone dividing the Altai- Sayan folded region into two large tectonic segments represented by collisional and accretionary orogens on the southern framing of the Siberian paleocontinent.

Full Text

ВВЕДЕНИЕ

Исследования офиолитов Алтае-Саянской складчатой области с позиций тектоники плит выявило их исходные тектонические обстановки формирования в открытом океане, примитивной островной дуге и задуговом бассейне [9, 10, 15, 26].

Предполагается, что разнотипные офиолиты Западной части Тихого океана характеризуют эволюцию Палеоазиатского океана. Палеоазиатский океан возник 900 млн лет назад, и его максимальное раскрытие состоялось в интервале 640‒550 млн лет назад в венде‒кембрии, к которому было приурочено формирование офиолитовых массивов Алтае-Саянской складчатой области, сохранившихся в Борусском поясе Западного Саяна, в Горном Алтае (Чаган-Узунский массив, Теректинский пояс), а также фрагментарно распространенных в пределах Тувы, западных склонов Кузнецкого Алатау и на Салаире [15, 26, 46, 47].

Офиолиты задугового бассейна были выявлены в Туве [11, 14, 15, 26, 48]. Зоны офиолитов – Западно-Тувинская (на западе), Южно-Тувинская (на юге) и Каахемская (на юго-востоке) – локализовались в трех структурно разобщенных районах, формируя протяженные линейные тектонические блоки среди среднекембрийско‒силурийских осадков Хемчикско-Сыстыгхемского прогиба (рис. 1).

 

Рис. 1. Карта-схема структурного положения неопротерозойско‒палеозойских геодинамических комплексов юго-западной окраины Сибирского кратона (по данным [39], с изменениями и дополнениями).
Положение (прямоугольник) восточной части Горного Алтая – см. рис. 2.
Офиолитовые массивы: Кп – Копсекский; Кт – Кабак-Тайгинский; Ш – Шатский.
Офиолитовые зоны: Кх – Каахемская, Кш – Куртушибинская, У – Уймонская, Х – Хемчикская.
1–3 – аккреционный ороген (PR3‒O1): 1 – Кузнецко-Алтайская островная дуга (PR3‒O1): а – развитая с вулканитами известково-щелочной серии, б – примитивная с офиолитами бонинит-толеитовой серии; в – вулканогенно-осадочные комплексы задугового бассейна, г – аккреционные комплексы с фрагментами океанических офиолитов, д – турбидиты преддугового прогиба (Cm), 2 – Салаирская островная дуга (PZ1) с вулканитами известково-щелочной серии, 3 – Горно-Алтайская активная окраина (D‒C1): а – вулкано-плутанические образования, б – турбидиты преддугового прогиба (D3‒C1); 4–7 – коллизионный ороген (PR3‒O1): 4 – развитая Таннуольская (Тувино-Монгольская) островная дуга (PR3‒O1) с вулканитами известково-щелочной серии, 5 – Агардагские офиолиты, 6 – Тувино-Монгольский докембрийский микроконтинент Гондванской группы, 7 – турбидиты Алтае-Монгольского террейна (PZ1); 8‒10 – Чарышско-Теректинско-Улаганско-Саянская сутурно-сдвиговая зона (PZ1-2): 8 ‒ аккреционные комплексы с фрагментами офиолитов задугового бассейна (PR3‒Cm), 9 – офиолитовые зоны, 10 – офиолитовые массивы; 11 – разрывные нарушения (PZ3): a – сдвиги, б – надвиги; 12 – Сибирский кратон; 13 – Бийско-Барнаульская впадина (KZ)

 

В этих зонах офиолиты формируют серпентинитовые меланжи, которые чередуются с тектоническими пластинами углеродисто-карбонатно-кремнисто-терригенных пород и ритмично-слоистых терригенно-кремнистых пород с линзами олистостром, включающих обломки базальтов, кремней, в разной степени измененных ультрабазитов, габброидов и известняков.

Внутри меланжей встречаются хорошо сохранившиеся фрагменты разреза океанической коры (см. рис. 1):

  • тектонизированные гипербазиты;
  • расслоенный ультрамафитовый комплекс;
  • габброиды;
  • серии параллельных даек;
  • эффузивы.

Широкое развитие серий параллельных даек свидетельствует о существовании спрединговых процессов, сформировавших офиолитовые ассоциации. Венд‒кембрийский офиолитовый магматизм проходил в обстановке растяжения в задуговом бассейне в ассоциации с близкой по возрасту Таннуольской островной дугой, фрагменты которой представлены в Восточной Туве и простираются на юг, в Монголию [26] (см. рис. 1).

Кабак-Тайгинский офиолитовый массив расположен на Горном Алтае в западной части Алтае-Саянской складчатой области вблизи офиолитовых массивов Южно-Тувинской зоны (см. рис. 1, рис. 2).

Кабак-Тайгинский массив, аналогично офиолитовым массивам Улаганской зоны восточной части Горного Алтая и Чарышско-Теректинской (или Уймонской) зоны центральной части Горного Алтая, рассматривался как серпентинитовый меланж с блоками габбро-пироксенит-гипербазитов и габбро-диабазов [10, 39, 40].

Однако нами предполагается, что эти структуры приурочены к единой ранне-среднепалеозойской Чарышско-Теректинско-Улаганско-Саянской сутурно-сдвиговой зоне. Она хорошо изучена в Уймонской зоне, где представлена ранне-среднепалеозойским аккреционным комплексом с участием серпентинитовых меланжей, тектонических пластин базальтов океанической коры и ритмично-слоистых терригенно-кремнистых пород, метаморфизованных в зеленосланцевой и голубосланцевой фациях [4].

Кабак-Тайгинский офиолитовый комплекс и офиолитовые пояса Тувы разделены позднепалеозойской Шапшальской сдвиговой зоной [3] (см. рис. 1, см. рис. 2).

 

Рис. 2. Структурная схема восточной части Горного Алтая (по данным [43], с изменениями и дополнениями).
Аккреционнные комплексы Горного Алтая (восточная часть): Те – Телецкий, Са – Саратанский, Чу – Чульчинский.
Гранитоидные массивы: Ал – Алтынтаусский, Он – Онышский, Ка – Каракудюрский, КК – Кубадринско-Курайский.
Сдвиговые зоны: ША – Шапшальская, ТБ – Телецко-Башкаусская, ТК – Телецко-Курайская, КК – Кубадринско-Курайская.
Обозначены (буквы курсивом на белом фоне) серпентиниты базит-гипербазитового комплекса: а – Кабак-Тайгинский, б – Карагольский.
1 – турбидиты Алтае-Монгольского террейна (PZ1); 2‒3 – зоны: 2 – Горно-Алтайская, 3 – Западно-Саянская; 4 – среднепалеозойские аккреционные комплексы восточной части Горного Алтая; 5 – метаморфические пояса (S2‒D1); 6 – гранитоидные массивы (S‒D1); 7 – гранитные массивы (T1); 8 – сдвиговые зоны (D3‒C1); 9 – надвиги (D3‒C1); 10 – сдвиги (Р‒Т); 11 – четвертичные отложения в Чуйской впадине (Q); 12‒13 – базит-гипербазитовый комплекс: 12 – габброиды, 13 – серпентиниты; 14 – точки отбора проб

 

Тематические и геолого-съемочные исследования показали, что Кабак-Тайгинский офиолитовый комплекс совместно с метаморфизованными до эпидот-амфиболитовой фации предположительно венд‒палеозойскими вулканогенно-осадочными и осадочными породами участвует в строении покровно-надвиговой структуры [2, 3].

Комплекс представлен серпентинитовым меланжем, в структуру которого входят различные по размерам тектонические пластины и блоки габбро-пироксенитов, габбро-диабазов и базальтов. Длина некоторых пластин достигает десятков километров при ширине до нескольких сотен метров. Детальных работ по выделению различных фрагментов офиолитовой триады, а также петролого-геохимических и геохронологических исследований Кабак-Тайгинского офиолитового комплекса не проводилось, что, прежде всего, было связано с его трудной доступностью.

В Южно-Тувинском поясе, расположенном в районе Шапшальского хребта, на основе детальных петролого-геохимических и геологических работ было установлено, что выделяемые в нем Хемчикская и Каахемская зоны представлены офиолитами задугового спрединга с хорошо выраженным комплексом параллельных даек [13, 18, 20, 21, 37, 59, 61] (см. рис. 1).

На основе геологических данных и результата датирования 40Ar/39Ar методом роговой обманки из габбро Шатского массива Хемчикской зоны (578.1±5.6 млн лет) возраст офиолитов Хемчикской и Каахемской зон рассматривается как позднедокембрийско‒кембрийский [18].

Целью настоящего исследования является уточнение структурного положения и геодинамической природы Кабак-Тайгинского офиолитового комплекса на основе новых геологических и петролого-геохимических данных.

ГЕОЛОГИЧЕСКИЙ ОЧЕРК

Предполагается, что Кабак-Тайгинский офиолитовый комплекс является фрагментом Чарышско-Теректинско-Улаганско-Саянской сутурно-сдвиговой зоны и расположен вблизи офиолитовых поясов Тувы [3, 4] (см. рис. 2).

Сутурно-сдвиговая зона сегментарно протягивается на расстоянии >1000 км, она разделяет Алтае-Саянскую складчатую область на два крупных тектонических элемента, представленных коллизионным и аккреционным орогенами, сформированными на южном обрамлении Сибирского палеоконтинента [10, 39, 40, 49] (см. рис. 1).

Венд‒палеозойские комплексы аккреционного орогена состоят из венд‒кембрийской Кузнецко-Алтайской островной дуги, комплексов пород ордовикско‒раннедевонской пассивной окраины и Горно-Алтайской девонско‒раннекарбоновой активной окраины. В аккреционном клине Кузнецко-Алтайской островной дуги наряду с турбидитами глубоководного желоба широко представлены фрагменты позднедокембрийской примитивной островной дуги с толеит-бонинитовым типом магматизма и океанической коры, состоящей из офиолитов открытых океанов и палеоокеанических поднятий [15, 26, 39, 40, 43] (см. рис. 1).

Коллизионный ороген (Казахстанско‒Байкальский палеоконтинент) сформировался в венде‒кембрии в результате субдукции плиты Палеоазиатского океана, содержащей докембрийские микроконтиненты (Муйский, Баргузинский, Тувино-Монгольский, Актау-Джунгарский, Кокчетавский и др.) Гондванской группы, субдукцированные под Казахстанско‒Тувино‒Монгольскую островодужную систему.

На южном обрамлении Сибирского континента данная островодужная система представлена Таннуольской дугой. Субдукция и последующая коллизия микроконтинентов с островной дугой привели к консолидации земной коры и формированию фундамента Казахстанско‒Байкальского палеоконтинента [3, 10, 39, 40].

Ранне-среднепалеозойская Чарышско-Теректинско-Улаганско-Саянская сутурно-сдвиговая зона расположена в тыловой части коллизионного орогена, представленного венд‒кембрийской Таннуольской островной дугой и докембрийским Тувино-Монгольским микроконтинентом [3, 4, 37, 38, 42, 44]. В строение этой сутурно-сдвиговой зоны входят:

  • рагменты вендско‒раннеордовикской океанической коры;
  • ордовикские голубые сланцы;
  • кембрийско‒ордовикские турбидиты;
  • рдовикско‒силурийские коллизионные граниты;
  • средне-поздепалеозойские метаморфические породы зон смятий.

Венд‒палеозойские складчатые области южного обрамления Сибирского кратона нарушены поперечными и продольными позднепалеозойскими сдвигами и сдвиго-надвигами [3, 5, 39, 40] (см. рис. 1 и рис. 2).

Они нарушили и переоринтировали протяженные (длиной до многих сотен километров) линейные геодинамические комплексы аккреционного орогена и Чарышско-Теректинско-Улаганско-Саянской сутурно-сдвиговой зоны [43].

Выявлено, что для Чарышско-Теректинского (Уймонская зона) и Саянского (Хемчикская, Каахемская и Куртушибинская зоны) сегментов характерно аккреционное строение, состоящее из чередования серпентинитовых меланжей с блоками габбро-пироксенит-гипербазитов и габбро-диабазов, тектонических пластин базальтов и ритмично-слоистых терригенно-кремнистых пород, их метаморфических аналогов в зеленосланцевой, эпидот-амфиболитовой и голубосланцевой фациях метаморфизма средне-позднепалеозойского возраста [3, 4, 18, 21, 40, 60].

Офиолиты в Хемчикской и Каахемской зонах Южно-Тувинского пояса включают гарцбургитовый, верлит-клинопироксенит-габбровый, габбровый и габбро-диабазовый комплексы. Они формируют погружающиеся на юг аллохтоны, где встречаются в форме тектонических пластин и блоков в серпентинитовом меланже.

В составе некоторых серпентинитовых меланжей принимают участие блоки и тектонические пластины базальтов и габбро-диабазов с N-MORB и E-MORB, реже – OIB геохимическими характеристиками [4, 15, 18, 21, 34, 58, 59, 61].

Возраст офиолитов трактуется как позднедокембрийский, возраст голубых сланцев Куртушибинской зоны определен как позднеордовикско‒силурийский [5]. Это предполагает, что субдукция океанической коры происходила в среднем палеозое в юго-восточном направлении под Таннуольскую островную дугу, сформированную в венде‒кембрии [13, 39, 40].

Улаганский сегмент восточной части Горного Алтая и офиолитовые зоны Южной Тувы расположены между Чарышско-Теректинским и Саянским сегментами сутурно-сдвиговой зоны. Улаганский сегмент представлен метаморфизованными в эпидот-амфиболитовой и зеленосланцевой фациях вулканогенно-осадочными породами Телецкого, Саратанского и Чульчинского комплексов и зонами серпентинитового меланжа, содержащего блоки габбро-диабазов и габбро-пироксенит-ультрабазитов [3].

СТРУКТУРНОЕ ПОЛОЖЕНИЕ КАБАК-ТАЙГИНСКОГО ОФИОЛИТОВОГО МАССИВА

Структурное положение Кабак-Тайгинского офиолитового комплекса рассматривается как офиолитовый меланж в основании Артлашско-Башкаусского тектонического покрова [2] (рис. 3).

В составе покрова выделены две крупные пластины [2]:

  • – Артлашская (верхняя);
  • – Башкаусская (нижняя).

В строении Артлашской пластины участвуют песчано-сланцевые толщи артлашской и кумурлинской свит кембрия, регионально метаморфизованные в зеленосланцевой фации с сохранением первичного состава и слоистости [7, 8].

Свиты представляют собой единый комплекс с четко выраженным ритмично-слоистым переслаиванием терригенных осадков. Нижележащая артлашская свита сложена зелеными и зеленовато-серыми метаморфизованными песчаниками и алевролитами, филлитизированными глинистыми сланцами и отдельными прослоями гравелитов [7, 8].

Песчаники и гравелиты имеют, в основном, полевошпат-кварцевый состав, реже представлены полимиктовыми разностями с обломками кремнистых пород, эффузивов кислого и среднего состава. Цемент песчаников и гравелитов кремнисто-хлоритовый и серицит-хлорит-кварцевый. Граница между артлашской и кумурлинской свитами проводится по появлению в разрезе характерных прослоев фиолетовых глинистых сланцев и алевролитов, реже вишневых песчаников, которые составляют до 10 % кумурлинской толщи [7, 8]. Наиболее заметны полимиктовые и туфогенные разности песчаников, а также прослои грубых песчаников и гравелитов того же состава, что и в артлашской свите.

Мощность артлашской свиты достигает 1 800 м. Мощность кумурлинской свиты составляет 1 300 м. Песчано-сланцевая толща Артлашской пластины смята в крупные изоклинальные складки субширотного простирания, осложненные более мелкой складчатостью. Элементы складчатой структуры Артлашской пластины срезают под острым углом поверхность разлома на контакте с образованиями нижележащей Башкаусской тектонической пластины. Эта пластина сложена метаморфическими сланцами по вулканогенным и осадочным породам (выделяемыми, соответственно, в саратанскую и башкаусскую свиты).

Мета-осадочные породы представлены, в основном, ритмично-слоистыми алевролито-кремнистыми образованиями, в меньшей мере песчаниками. Мета-вулканиты формируют протяженные (до нескольких километров) тела мощностью до 300 м. Они представлены порфироидами и шаровыми лавами. Эти тела обычно имеют крутые углы наклона и смяты совместно с вмещающими породами в крупные изоклинальные складки с юго-восточным погружением осевых плоскостей.

Башкаусская пластина погружается под Артлашскую и совместно с ней полого перекрывает Кабак-Тайгинский офиолитовый комплекс, который также полого перекрывает сложные по составу венд‒кембрийские вулканогенно-осадочные и ордовикские осадочные породы, выделяемые в составе Улаганской впадины (см. рис. 3).

 

Рис. 3. Схема геологического строения серпентинитового меланжа Кабак-Тайгинского офиолитового комплекса в среднем течении р. Башкаус (по данным [2], с дополнениями).
1 – карбонатно-терригенные отложения пассивной окраины (O‒S); 2 – вулканогенно-осадочные отложения Уймено-Лебедской зоны (V‒Cm); 3‒5 – серпентинитовый меланж (V‒Cm): 3 – базальты, 4 – габброиды, 5 – серпентиниты; 6 – нерасчлененные образования саратанского аккреционного комплекса; 7 – Атуркольский гранитоидный массив (P2‒T1); 8 – границы тектонических блоков, пластин габбро и базальтов в серпентинитовом меланже; 9 – границы несогласного стратиграфического залегания; 10 – сдвиги и сдвиго-надвиги (D3‒C1); 11 – элементы залегания слоистости; 12 – точки отбора проб

 

Рассматриваемые образования в среднем течении р. Башкаус детально изучены при проведении геолого-съемочных работ [7, 8, 29]. Предположительно вендские вулканогенно-осадочные образования выделены под названием карагольской свиты и по вещественным признакам и структурному положению отнесены в состав Уйменско-Лебедской зоны Кузнецко-Алтайской островной дуги (см. рис. 1).

Наиболее представительный их разрез вскрыт к северу от с. Саратан, где вулканогенно-осадочная толща слагает крупную узкую антиклинальную складку северо-восточного простирания (см. рис. 3).

Нижняя часть толщи мощностью 600 м образована чередующимися вулканомиктовыми конгломератами, гравелитами, андезитовыми порфиритами и их туфами, светло-серыми полосчатыми кремнистыми породами и зелеными алевролитами [7, 8].

Верхняя часть толщи мощностью ~50 м представлена лавовым потоком дацитового ряда, туфами, алевролитами и прослоями серых известняков. На отложения карагольской свиты с резким угловым несогласием и конгломератами в основании налегает мощная (>2 км) нижнекембрийская песчано-алевролитовая толща [8].

Базальные конгломераты мощностью ~400 м представлены обломками габброидов, диабазов, дацитов, черных углеродистых сланцев, порфиритоидов, кварцитов и кварцито-яшм.

Выше них расположена пачка кварцевых крупнозернистых песчаников мощностью 600 м, сменяющаяся пачкой переслаивающихся зеленых алевролитов и песчаников. Завершают разрез толщи лиловато-серые алевролиты с прослоями зеленых алевролитов и лилово-кремовых песчаников мощностью до 500 м.

Предположительно, ордовикские отложения мощностью до первых километров с угловым несогласием и базальными конгломератами перекрывают венд‒кембрийские образования. Они представлены частично красноцветными, часто грубообломочными разностями терригенных пород. Галька базальных конгломератов состоит из кварцитов, силицилитов, средних и основных эффузивов, песчаников и алевролитов [7].

Нами охарактеризовано структурное положение Кабак-Тайгинского офиолитового массива в его крайней восточной части, в 6 км на юго-восток от с. Улаган, на правом берегу р. Башкаус. Здесь данный массив представлен серпентинитовым меланжем с блоком габбро-диабазов, прорванных дайками и жилами лейкоплагиогранитов (рис. 4).

 

Рис. 4. Схема структурного положения Кабак-Тайгинских офиолитов в аккреционном комплексе.
Пробы для U‒Pb датирования цирконов: № KU-82 – габбро-диабаз; № KU-83 – лейкоплагиогранит.
1 – задернованные участки; 2 – речная терраса; 3 – базальты; 4 – мета-терригенные породы; 5 – габбро-диабазы с дайкой лейкоплагиогранитов; 6 – серпентиниты; 7 – элементы залегания сланцеватости; 8 – точки отбора проб

 

Офиолиты залегают в основании Башкауской тектонической пластины, образующей широкую полосу до 50 км к юго-востоку [2] (см. рис. 2, см. рис. 3).

Тектоническая пластина рассматривается нами как фрагмент аккреционного комплекса, представленного тектоническим чередованием терригенно-кремнистых пород (турбидитов) и базальтов, измененных в зеленосланцевой фации и, предположительно, в голубосланцевой фации метаморфизма. В метатурбидитах сохранилась градационная ритмичность – от песчаников до кремнистых пород (мощность слоев составляет от нескольких миллиметров до первых десятков сантиметров). Среди ритмично-слоистых пород часто встречаются мощные (до многих метров) линзы среднезернистых вулканомиктовых песчаников. Метабазальты часто имеют подушечную отдельность и ассоциируют с кремнистыми породами.

Контакты между метаосадочными и метавулканогенными породами разломные и представлены зонами рассланцевания, мощность которых достигает первых метров. Зоны выполнены хлорит-кварц-кальцит-серецитовыми сланцами по терригенным породам и хлорит-эпидот-кальцит-биотитовыми сланцами по вулканитам.

В структуре тектонических пластин наблюдается мелкая изоклинальная складчатость с размахом крыльев складок до ~1 м, которая особенно четко проявлена в слоистых терригенных породах. Осевые плоскости складок субпараллельны плоскостям разломов, ограничивающих тектонические пластины. Тектонические пластины метабазальтов и метатурбидитов чередуются в разрезе, их мощность достигает сотни метров. Тектонические пластины и зоны серпентинитового меланжа деформированы в концентрические складки с размахом крыльев до нескольких сотен метров (см. рис. 3).

Габбро-диабазы сильно рассланцованы и метаморфизованы в зеленосланцевой фации, в них наблюдается чередование (мощностью до первых метров) габбро и диабазов со слабовыраженными зонами закалок. Лейкоплагиограниты формируют дайки и жилы мощностью до 20 см (см. рис. 4).

В борту правого берега р. Башкаус серпентинитовый меланж и тектонические пластины базальтов и турбидитов погружаются на юго-восток под углами 60°‒70°. Видимая мощность блока габбро-диабазов составляет ~100 м, серпентинитов – до 50 м, мощность меланжа составляет ~350 м (рис. 5).

 

Рис. 5. Полевое фото Кабак-Тайгинских офиолитов и аккреционного комплекса в левом борту р. Башкаус.
Показаны (линии красным) разрывные нарушения.

 

МЕТОДЫ

Определение содержания оксидов основных породообразующих элементов, а также содержания редкоземельных и рассеянных элементов, изучение минерального состава хромшпинелидов проводилось в Центре коллективного пользования научным оборудованием для многоэлементных и изотопных исследований ИГМ СО РАН (ЦКП МИИ СО РАН) (г. Новосибирск, Россия) по стандартным методикам рентгеноспектрального анализа и масс-спектрометрии с индуктивно связанной плазмой (ICP-MS). Хромшпинелиды из ультрабазитов Кабак-Тайгинского массива анализировались электронно-зондовым методом на электронном микроскопе с микроанализатором JEOL-JXA-8100 SuperProbe (Япония). Результаты исследований приведены в табл. 1–3.

Петрографическая характеристика пород

Габбро-диабазы состоят из плагиоклаза и роговой обманки, которые находятся в почти равном соотношении. Породы сильно изменены с развитием клиноцоизита, биотита и хлорита по роговой обманке. Структуры пород офитовые с резким идиоморфизмом лейст-кристаллов плагиоклаза относительно других минералов. Базальты также сильно изменены. Среди них иногда встречаются разновидности с афировой и долеритовой структурой. Афировые базальты состоят из кристаллов амфибола, плагиоклаза, эпидота и хлорита.

Долериты представлены идиоморфными кристаллами плагиоклаза (до 50‒60%) и пироксена, практически полностью замещенного амфиболом (до 40‒50%). Между кристаллами расположены ксеноморфные зерна хлорита, реже – плагиоклаза, амфибола и биотита. Плагиоклаз представлен удлиненными кристаллами (длина до 0.1 мм). Пироксен образует удлиненные кристаллы (длина до 0.5 мм) или ксеноморфные зерна. Серпентиниты сложены спутанно-волокнистым серпентином и хромитом. В породе присутствует небольшое количество (до 3‒4%) серицита и многочисленные кальцитовые жилы.

Лейкоплагиогранит состоит из кристаллов кварца (~45%), хлоритизированного и серицитизированного кислого плагиоклаза (~40%), калиевого полевого шпата (~15%) и мусковита (<1%). Кварц является идиоморфным по отношению к полевым шпатам. Структура пород гранитовая, текстура массивная.

Геохимический анализ и геодинамические обстановки формирования пород

Рассмотренные породы Кабак-Тайгинских офиолитов приурочены к базальтовым полям (SiO2 ~ 42.96‒52.13 масс. %) на диаграмме (Na2O+K2O) – SiO2 (рис. 6).

Габбро-диабазы показывают нормальную щелочность (Na2O+K2O ~ 2.36‒4.09 масс. %) и находятся, преимущественно, в поле данных по задуговому бассейну Вудларк (юго-запад Тихого океана), большая часть базальтовых лав обладает повышенной щелочностью (Na2O+K2O ~ 2.86‒5.05 масс. %).

 

Рис. 6. Диаграмма Na2O+K2O – SiO2 (масc. %) для базальтов и габбро-диабазов Кабак-Тайгинских офиолитов Горного Алтая (по [11, 24, 31, 48]).
Показано: Wo – базальты и расплавные включения в оливинах базальтов задугового бассейна Вудларк (юго-запад Тихого океана).
Породы: А ‒ щелочные; N – нормальной щелочности.
Поля пород: 1 – ультраосновные пикробазальты, 2 – основные пикробазальты и базальты, 3 – андезибазальты, 4 – умеренно-щелочные пикробазальты, 5 – умеренно-щелочные базальты.
1 – базальтовые лавы; 2 – габбро-диабазы; 3 – серпентинит

 

Согласно распределению суммы щелочей, железа и магния базальтовые лавы и габбро-диабазы Кабак-Тайгинских офиолитов образуют единую группу в толеитовой области, перекрытую полем данных по задуговому бассейну Вудларк и ассоциирующую с дайками офиолитов Южной Тувы (рис. 7).

Изученные габбро-диабазы, несмотря на то, что они иногда обладают полнокристаллической габброидной структурой, не попадают в поле расслоенных базит-ультрабазитовых комплексов, располагаясь на диаграмме среди эффузивных и дайковых пород, представляя, таким образом, что наиболее вероятно, дайковый спрединговый комплекс Кабак-Тайгинских офиолитов (см. рис. 7).

 

Рис. 7. Диаграмма (Na2O+K2O) – FeO* – MgO (масс. %) для базальтов и габбро-диабазов Кабак-Тайгинского офиолитового комплекса Горного Алтая (по [11, 24, 48, 51]).
FeO* – общее содержание оксидов железа (масс. %) в пересчете на FeO.
Показано: Wo – базальты и расплавные включения в оливинах базальтов задугового бассейна Вудларк (юго-запад Тихого океана).
Породы: СА – известково-щелочные; Т – толеитовые.
Поля пород: 1 – тектонизированные «метаморфические» гипербазиты; 2 – основные и ультраосновные породы расслоенного комплекса.
1 – базальтовые лавы; 2 – габбро-диабазы; 3 – дайки из офиолитов Карашатского массива (Южная Тува)

 

Большинство точек базальтовых лав и габбро-диабазов Кабак-Тайгинских офиолитов на диаграмме TiO2 – FeO*/MgO приурочены к полю данных по базальтам задугового бассейна Вудларк, согласуясь с трендом базальтов срединно-океанических хребтов (рис. 8, а).

Составы габбро-диабазов и базальтовых лав Кабак-Тайгинских офиолитов располагаются на диаграмме TiO2 – K2O в областях пород (BABB+E-MORB), N-MORB и OIB, они полностью перекрыты полем данных по бассейну Вудларк (табл. 1, табл. 2; см. рис. 8, б).

 

Рис. 8. Соотношение макроэлементов для базальтов и габбро-диабазов Кабак-Тайгинского офиолитового комплекса Горного Алтая (по [10, 11, 17, 24, 48]).
(а) – диаграмма TiO2 – FeO*/MgO (масс. %);
(б) – диаграмма TiO2 – K2O (масс. %).
FeO* – общее содержание оксидов железа (масс. %) в пересчете на FeO.
Показано: Wo – базальты и расплавные включения в оливинах базальтов задугового бассейна Вудларк (юго-запад Тихого океана); MORB – тренд базальтов срединно-океанических хребтов.
Поля пород: нормальные (N-MORB) и обогащенные (E-MORB) базальты срединно-океанических хребтов; базальты океанических островов (OIB); нормальные (BABB) и аномальные (ABABB) базальты задуговых бассейнов; островодужные толеитовые (IATB) и известково-щелочные (IACAB) базальты.
1 – базальтовые лавы; 2 – габбро-диабазы; 3 – дайки из офиолитов Карашатского массива (Южная Тува)

 

Габбро-диабазы из Кабак-Тайгинских офиолитов по соотношению Y и Zr находятся в поле N-MORB (рис. 9, а).

Также они располагаются в поле N-MORB на диаграмме Nb/Y – Zr/Y, при этом базальтовые лавы находятся в полях Wo и внутриплитных базальтов (см. рис. 9, б).

 

Рис. 9. Соотношения микроэлементов для базальтов и габбро-диабазов Кабак-Тайгинских офиолитов Горного Алтая (по [11, 24, 45, 48]).
(а) – диаграмма Y– Zr (г/т);
(б) – диаграмма Nb/Y – Zr/Y.
Показано: Wo – базальты и расплавные включения в оливинах базальтов задугового бассейна Вудларк (юго-запад Тихого океана).
Поля пород: нормальные (N-MORB) базальты срединно-океанических хребтов, базальты океанических островов (OIB).
Область пород с плюмовым источником (PS) и без плюмового источника (NPS).
1 – базальтовые лавы; 2 – габбро-диабазы

 

На диаграммах NbN – ThN и Ta/Yb – Th/Yb габбро-диабазы попадают в поле базальтов задуговых бассейнов, а точки составов базальтов расположены в областях океанических базальтов MORB и OIB типа (рис. 10).

 

Рис. 10. Геохимические особенности базальтов и габбро-диабазов Кабак-Тайгинского комплекса.
(а) – диаграмма NbN – ThN (по [62]); (б) – диаграмма Ta/Yb – Th/Yb (по [56]).
1 – базальтовые лавы; 2 – габбро-диабазы

 

По характеру распределения редкоземельных элементов базальтовые лавы Кабак-Тайгинских офиолитов полностью совпадают с полученными данными по основным породам задугового бассейна Вудларк. Габбро-диабазы, содержащие меньше легких лантаноидов, располагаются одновременно в полях базальтов задуговых бассейнов и базальтов типа N-MORB (рис. 11).

 

Рис. 11. Нормированные по хондриту кривые распределения редкоземельных элементов в базальтах и габбро-диабазах Кабак-Тайгинских офиолитов Горного Алтая (по данным [11, 24, 30, 48, 64]).
1 – базальтовые лавы; 2 – габбро-диабазы; 3 – базальты и расплавные включения в оливинах базальтов задугового бассейна Вудларк (юго-запад Тихого океана); 4‒5 – базальты: 4 – срединно-океанических хребтов (N-MORB), 5 – задуговых бассейнов

 

Данные о макроэлементном составе образца № KU-83 лейкоплагиогранита указывают на то, что по соотношению (Na2O+K2O) – CaO лейкоплагиогранит является кальциевым (индекс ASI = = 1.02) (см. табл. 1).

 

Таблица 1. Химический состав габбро-диабазов и лейкоплагиогранита Кабак-Тайгинского офиолитового комплекса

Компонент

22-28

12-у-3

KU-82*

23-28

14-01

15-121

23-27

16-104

16-105

KU-83*

SiO2**

46.36

47.76

49.59

50.09

50.28

50.72

50.78

51.47

52.13

77.24

TiO2

1.06

1.44

1.32

1.20

1.05

1.32

1.49

1.45

1.49

0.32

Al2O3

16.67

14.36

13.92

14.53

14.97

14.41

14.14

14.22

14.09

8.69

Fe2O3

11.63

12.75

12.76

13.40

12.53

13.05

15.11

14.65

14.01

2.08

MnO

0.13

0.18

0.28

0.28

0.27

0.31

0.32

0.30

0.30

0.08

MgO

8.57

7.17

8.12

5.72

6.14

5.70

4.84

4.70

4.33

1.26

CaO

8.93

11.07

7.72

9.37

8.79

8.68

8.77

8.40

7.74

2.49

Na2O

1.96

2.17

3.80

3.54

3.79

3.56

3.10

2.83

3.59

2.43

K2O

1.47

0.19

0.29

0.24

0.24

0.21

0.24

0.36

0.27

1.35

P2O5

0.08

0.12

0.10

0.10

0.09

0.12

0.10

0.11

0.11

0.07

BaO

0.02

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.02

0.01

0.01

SO3

0.03

0.03

0.03

0.04

0.03

0.04

0.01

0.03

0.03

0.03

V2O5

0.03

0.05

0.05

0.06

0.05

0.05

0.07

0.07

0.07

0.01

Cr2O3

0.04

0.04

0.02

0.01

0.01

0.02

0.01

0.01

0.01

0.01

NiO

0.01

0.00

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

п.п.п.

2.30

2.43

2.07

1.04

1.71

0.77

0.82

0.91

1.60

4.00

Сумма

99.31

99.81

100.06

99.64

99.95

99.01

99.83

99.50

99.78

100.09

Rb***

48.61

0.54

2.78

3.05

2.54

–

1.93

4.91

2.86

31.98

Cs

1.70

0.10

0.10

0.16

0.27

–

0.11

0.41

0.27

0.76

Ba

127.12

33.10

64.99

94.47

102.55

–

98.17

142.33

108.90

90.80

Nb

2.27

0.82

0.85

0.85

0.60

–

1.43

0.79

0.77

2.60

Ta

0.14

0.08

0.05

0.05

0.05

–

0.17

0.05

0.05

0.22

La

3.37

3.94

2.47

2.78

3.03

–

3.25

3.54

4.04

1.87

Ce

9.29

11.09

8.18

8.65

8.90

–

10.00

10.90

11.60

4.41

Pr

1.48

2.21

1.44

1.48

1.34

–

1.64

1.77

1.84

0.62

Sr

255.23

1005.40

130.71

260.54

307.70

–

233.87

249.96

227.80

57.62

Nd

7.53

11.75

8.06

7.83

7.40

–

8.74

9.97

9.71

2.70

Hf

1.75

2.52

2.02

1.90

1.71

–

2.14

2.43

2.34

2.21

Zr

64.80

68.14

64.41

61.73

57.83

–

70.24

81.98

80.94

84.02

Sm

2.61

4.08

2.78

2.68

2.49

–

3.13

3.42

3.40

0.86

Eu

0.90

2.16

0.86

0.96

1.04

–

1.01

1.21

1.15

0.31

Gd

3.29

6.41

3.99

3.65

3.48

–

4.06

4.39

4.69

1.17

Tb

0.61

1.28

0.74

0.69

0.66

–

0.77

0.84

0.84

0.21

Yb

2.26

5.07

3.14

3.05

2.80

–

3.50

3.73

3.66

0.95

Lu

0.33

0.76

0.46

0.45

0.42

–

0.51

0.57

0.54

0.15

Dy

3.85

8.47

5.05

4.70

4.34

–

5.36

5.68

5.78

1.36

Ho

0.82

1.85

1.13

1.04

0.95

–

1.23

1.27

1.33

0.30

Er

2.29

5.13

3.29

3.10

2.79

–

3.52

3.78

3.79

0.95

Tm

0.35

0.82

0.48

0.46

0.44

–

0.53

0.57

0.56

0.15

Y

22.90

46.33

30.11

29.36

27.45

–

32.49

35.06

35.75

9.16

Th

0.41

0.39

0.15

0.35

0.25

–

0.35

0.39

0.41

4.00

U

0.16

0.21

0.09

0.14

0.16

–

0.14

0.20

0.21

0.76

Примечание. * – Пробы на изотопное U/Pb датирование цирконов (LA-ICP-MS),
** – содержание оксидов петрогенных элементов (масс. %), *** – содержание редких и рассеянных элементов (г/т).

 

Содержание редкоземельных и рассеянных элементов находится на низком уровне, при этом спектр РЗЭ, нормированный на хондрит [64], не имеет выраженного положительного или отрицательного наклона, однако на спайдер-диаграмме выражено слабое фракционирование элементов и не проявлен Nb-минимум (рис. 12).

 

Рис. 12. Графики распределения редкоземельных элементов (РЗЭ).
(а)‒(б) – кривые распределения РЗЭ, ормированные по хондриту (по [64]);
(б) – мультиэлементные диаграммы РЗЭ для лейкоплагиогранита Кабак-Тайгинского комплекса, рассчитанные по примитивной мантии [64].
Спектры гранитов M-, A-, I- и S-типов построены по данным [23, 28].
1 – лейкоплагиогранит (обр. KU-83); 2‒5 – граниты: 2 – М-тип, 3 – А-тип, 4 – I-тип, 5 – S-тип

 

Кроме того, концентрации Rb (32 г/т) и Th (4 г/т) крайне низкие, что позволяет отнести данный лейкоплагиогранит к M-типу.

Проведенное нами сравнение лейкоплагиогранита Кабак-Тайгинского офиолитового комплекса с плагиогранитами офиолитов различных геодинамических обстановок показало, что мультиэлементный спектр его пород, нормированный на аналогичные породы океанических хребтов, по характеру распределения элементов близок к плагиогранитам офиолитов активной континентальной окраины Чили [57] (рис. 13, а).

На диаграмме Ta/Yb – Th/Yb исследуемый лейкоплагиогранит также попадает в поле плагиогранитов из офиолитов активных континентальных окраин [57] (см. рис. 13, б).

Поскольку граниты М-типа могут образовываться как в зонах срединно-океанических хребтов, так и в островных дугах и обстановках задугового растяжения, по их микроэлементному составу достаточно проблематично однозначно определить геодинамическую обстановку их формирования. Это также подтверждается распределением фигуративных точек составов гранитоидов на геохимических диаграммах, для которых достоверно известна обстановка их формирования (см. рис. 13, б).

 

Рис. 13. Диаграммы РЗЭ для гранитов из офиолитов Кабак-Тайгинского офиолитового комплекса и плагиогранитов из офиолитов различных геодинамических обстановок (по [19, 35, 53, 57]).
(а) – нормированные по гранитам океанических хребтов (ORG) мульти-элементные спектры для лейкоплагиогранита Кабак-Тайгинского комплекса и спектры тоналитов офиолитов (по [57]);
(б) – диаграмма Ta/Yb‒Th/Yb для лейкоплагиогранита Кабак-Тайгинского комплекса и тоналитов офиолитов (по [63]).
Обозначено: ACM – активные континентальные окраины; OA – океанические дуги; N-MORB – нормальные базальты срединно-океанических хребтов; E-MORB – “обогащенные” базальты срединно-океанических хребтов; WPVZ – внутриплитные вулканические зоны; WPB – внутриплитные базальты.
1‒2 – плагиограниты из офиолитов зоны растяжения задуговых бассейнов: 1 – блока Смарвилль, 2 – Бей-оф-Айлендс (о. Ньюфаундленд); 3‒4 – плагиограниты из надсубдукционных офиолитов, сформированных в преддуговой обстановке: 3 – Семаил (Оман), 4 – горный массив Троодос (о. Кипр); 5–6 – плагиограниты из офиолитов срединно-океанических хребтов: 5 ‒Тосканы, 6 – Срединно-Атлантического хребта вблизи 45° с.ш.; 7–8 – плагиограниты: 7 – Оманской островной дуги, 8 – Чилийской активной континентальной окраины; 9 – плагиогранит Шатского массива Западной Тувы; 10 – лейкоплагиогранит Кабак-Тайгинского массива

 

Однако то, что дайка лейкоплагиогранитов прорывает габбро-диабазы, и схожесть химического состава этих пород подтверждают их формирование в единой обстановке задугового спрединга, в которой лейкоплагиограниты зафиксировали завершающий этап формирования океанической коры.

Установлено, что большая часть кристаллов хромшпинелидов из серпентинитов Кабак-Тайгинского комплекса замещена магнетитом. Анализ составов минералов показал наличие заметной аномально низкомагнезиальной (Mg# = 16‒12%) группы, что подтверждает значительную степень преобразования хромшпинелидов (табл. 3, рис. 14).

 

Таблица 2. Химические составы базальтов Кабак-Тайгинского офиолитового комплекса

Компонент

22-27

23-46

23-44

23-42

23-43

16-107

16-93.2

15-113

23-45

12-у-2

16-109

9-122

22-26

9-116

15-116

15-115

16-95.1

SiO2*

42.96

44.56

44.64

44.96

45.06

45.49

45.52

45.72

46.26

46.56

46.77

47.28

47.32

47.44

48.37

50.16

51.77

TiO2

3.05

2.58

2.76

2.54

2.56

2.82

2.28

3.26

2.42

2.12

2.36

1.71

2.89

2.22

2.34

3.77

2.10

Al2O3

15.01

16.02

17.61

15.85

16.07

18.92

13.35

12.98

15.36

14.69

17.86

15.65

14.25

13.09

15.46

14.70

11.96

Fe2O3

14.98

13.60

13.78

13.44

13.51

11.89

10.20

13.29

12.20

13.97

13.39

12.55

13.98

14.88

11.87

13.61

9.76

MnO

0.20

0.14

0.13

0.14

0.16

0.13

0.17

0.19

0.14

0.18

0.19

0.18

0.17

0.24

0.13

0.23

0.15

MgO

4.67

7.76

7.15

7.84

7.25

7.66

4.26

4.60

7.12

5.89

7.17

8.73

5.11

7.91

6.20

4.64

3.52

CaO

10.32

5.57

4.37

6.61

6.53

2.50

12.20

9.46

7.06

10.80

3.28

6.45

7.93

10.29

6.18

3.34

10.86

Na2O

3.24

4.08

4.41

3.97

4.18

4.33

4.25

3.74

4.42

2.74

3.38

3.80

4.42

2.64

4.68

4.21

3.66

K2O

0.64

0.18

0.24

0.27

0.26

0.34

0.40

0.85

0.25

0.42

0.72

0.43

0.62

0.22

0.37

0.13

0.70

P2O5

0.42

0.28

0.34

0.28

0.30

0.42

0.28

0.51

0.28

0.27

0.33

0.21

0.44

0.26

0.27

0.52

0.25

BaO

0.02

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.02

0.01

0.02

0.02

0.02

0.01

0.02

0.01

0.01

0.01

SO3

0.08

0.01

0.02

0.03

0.04

0.03

0.03

0.21

0.05

0.03

0.03

0.00

0.03

0.00

0.04

0.11

0.03

V2O5

0.07

0.06

0.05

0.06

0.05

0.05

0.04

0.06

0.05

0.05

0.05

0.00

0.05

0.00

0.05

0.06

0.04

Cr2O3

0.01

0.02

0.02

0.02

0.02

0.04

0.01

0.01

0.02

0.02

0.03

0.00

0.01

0.00

0.02

0.01

0.01

NiO

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.02

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.00

0.01

0.00

0.01

0.01

0.01

п.п.п.

3.73

5.13

4.11

3.83

3.76

4.54

6.45

4.14

4.38

2.54

4.29

2.95

2.50

1.24

3.08

4.45

4.48

Сумма

99.40

99.99

99.65

99.85

99.75

99.19

99.49

99.08

100.02

100.32

99.89

99.95

99.75

100.45

99.11

99.99

99.33

Rb**

12.76

4.89

2.92

5.34

4.76

8.29

–

–

5.06

–

16.58

7.30

15.26

2.07

–

–

12.63

Cs

1.24

0.38

0.16

0.33

0.27

0.53

–

–

0.38

–

1.08

0.68

1.19

0.23

–

–

0.92

Ba

135.47

63.39

38.01

40.79

37.44

47.39

–

–

41.90

–

103.68

54.83

80.61

40.84

–

–

112.91

Nb

30.31

19.74

18.55

17.47

17.64

33.39

–

–

17.61

–

23.64

14.45

27.91

12.53

–

–

15.48

Ta

1.40

1.22

1.13

1.13

1.09

1.87

–

–

1.13

–

1.37

0.90

1.79

0.84

–

–

1.00

La

15.08

13.23

14.64

14.31

14.33

22.10

–

–

13.99

–

17.08

11.44

23.03

9.80

–

–

11.73

Ce

39.55

36.16

35.85

34.60

34.42

49.32

–

–

35.21

–

40.57

26.60

53.48

24.31

–

–

29.22

Pr

5.54

5.05

4.94

4.81

4.65

6.31

–

–

4.80

–

5.36

3.84

7.10

3.72

–

–

3.99

Sr

395.89

158.91

188.16

211.03

199.05

127.65

–

–

242.82

–

253.66

361.33

173.12

153.00

–

–

370.20

Nd

25.60

23.02

21.99

21.68

21.38

26.19

–

–

21.79

–

23.91

16.87

31.35

16.63

–

–

18.00

Hf

6.52

4.80

4.65

4.42

4.39

5.63

–

–

4.42

–

4.60

3.74

6.26

4.02

–

–

3.65

Zr

276.05

196.26

185.24

177.17

174.27

232.15

–

–

177.39

–

191.06

135.23

265.60

137.41

–

–

147.88

Sm

7.14

5.92

5.58

5.57

5.32

5.64

–

–

5.51

–

5.97

3.84

7.76

4.32

–

–

4.41

Eu

1.90

1.29

1.40

1.88

1.67

1.58

–

–

1.56

–

2.09

1.27

2.54

1.42

–

–

1.35

Gd

7.80

6.21

6.07

6.32

5.84

5.34

–

–

5.90

–

6.42

4.79

8.01

6.36

–

–

5.09

Tb

1.26

0.98

0.98

0.98

0.90

0.76

–

–

0.94

–

1.02

0.81

1.25

1.08

–

–

0.78

Yb

3.54

2.49

2.80

2.74

2.60

2.39

–

–

2.64

–

3.17

2.70

3.20

3.80

–

–

2.25

Lu

0.53

0.36

0.39

0.39

0.39

0.37

–

–

0.39

–

0.47

0.40

0.46

0.55

–

–

0.34

Dy

7.29

5.78

6.06

5.87

5.65

4.24

–

–

5.59

–

6.11

4.90

7.17

6.20

–

–

4.75

Ho

1.50

1.18

1.18

1.18

1.13

0.87

–

–

1.13

–

1.33

0.99

1.45

1.32

–

–

0.90

Er

3.95

3.05

3.29

3.19

3.05

2.43

–

–

3.00

–

3.53

2.67

3.74

3.83

–

–

2.54

Tm

0.56

0.41

0.46

0.46

0.41

0.38

–

–

0.41

–

0.53

0.43

0.51

0.61

–

–

0.36

Y

40.08

30.25

33.83

32.77

31.94

23.63

–

–

30.82

–

35.28

28.00

38.74

37.00

–

–

24.84

Th

2.24

1.55

1.40

1.40

1.40

2.54

–

–

1.40

–

1.72

1.23

2.18

0.93

–

–

1.20

U

1.08

0.42

0.38

0.38

0.38

1.38

–

–

0.33

–

0.53

0.33

0.86

0.44

–

–

0.38

 

На диаграмме Cr# – Mg# хромшпинелиды из серпентинитов Кабак-Тайгинского массива разделяются на две группы в соответствии с процентным соотношением магнезиальности (см. табл. 3):

  • 1-ая группа – 56‒28%;
  • 2-ая группа – 16‒12%.

 

Таблица 3. Представительный анализ (масс. %) хромшпинелидов из серпентинитов Кабак-Тайгинского комплекса

№ п.п.

TiO2

Cr2O3

V2O3

Al2O3

FeO

MnO

MgO

NiO

ZnO

Сумма

Mg#

Cr#

1

0.04

56.00

0.27

10.07

29.80

1.10

2.87

0.01

1.02

101.18

15.58

78.86

2

0.02

57.31

0.26

9.00

28.76

1.06

2.61

0.04

1.95

101.02

14.72

81.02

3

0.02

56.93

0.32

9.53

28.92

1.02

2.88

0.02

1.60

101.26

15.94

80.02

4

0.03

55.10

0.27

9.59

28.81

1.12

2.35

0.02

2.23

99.51

13.53

79.39

5

0.04

58.09

0.23

8.68

28.74

1.09

2.69

0.02

1.40

100.99

14.94

81.78

6

0.03

60.04

0.31

8.23

26.01

1.10

5.26

0.05

0.31

101.33

27.79

83.03

7

0.04

60.38

0.27

8.75

24.82

0.84

6.26

0.01

0.23

101.61

32.30

82.23

8

0.03

57.78

0.31

8.92

29.07

1.07

2.90

0.03

1.30

101.46

15.91

81.29

9

0.04

55.58

0.26

8.02

31.47

1.21

2.87

0.03

0.83

100.32

15.84

82.31

10

0.02

62.39

0.25

8.15

21.05

0.31

8.99

0.04

0.21

101.41

45.00

83.71

11

0.03

55.61

0.27

10.49

29.11

1.07

3.49

0.00

1.11

101.20

18.86

78.05

12

0.02

57.55

0.30

8.77

29.08

1.08

2.82

0.03

1.53

101.22

15.65

81.49

13

0.04

60.43

0.26

7.82

25.48

1.00

5.29

0.02

0.29

100.64

28.04

83.83

14

0.04

59.95

0.32

8.98

23.65

0.97

7.06

0.04

0.20

101.24

36.44

81.75

15

0.14

62.73

0.12

7.61

18.18

0.24

11.19

0.06

0.12

100.38

55.43

84.68

16

0.12

62.81

0.08

7.56

18.34

0.27

11.31

0.06

0.10

100.68

55.91

84.78

17

0.13

62.74

0.09

7.71

18.21

0.23

11.36

0.06

0.09

100.64

56.02

84.52

18

0.03

60.41

0.26

8.34

22.36

0.84

7.71

0.05

0.23

100.29

39.97

82.92

19

0.01

57.81

0.32

8.20

29.10

1.11

2.39

0.01

1.69

100.66

13.50

82.54

20

0.01

54.80

0.26

10.51

28.88

1.04

2.75

0.03

1.98

100.29

15.46

77.77

21

0.00

58.46

0.29

8.51

28.53

1.07

2.63

0.01

0.99

100.49

14.51

82.17

22

0.04

57.76

0.31

8.92

28.50

1.08

2.52

0.01

1.82

100.96

14.18

81.29

23

0.03

56.38

0.29

8.88

29.30

1.08

2.55

0.02

1.94

100.46

14.45

80.98

24

0.00

57.28

0.32

11.93

22.68

0.80

8.03

0.01

0.30

101.37

40.48

76.31

25

0.04

57.15

0.25

7.83

30.79

1.27

2.14

0.03

1.88

101.40

12.15

83.04

26

0.01

57.38

0.26

7.99

30.27

1.26

2.17

0.01

1.67

101.03

12.28

82.82

27

0.02

61.96

0.24

8.12

21.65

0.79

8.30

0.03

0.23

101.34

42.38

83.66

28

0.02

61.38

0.34

9.00

20.09

0.62

9.55

0.05

0.19

101.27

47.92

82.06

29

0.02

61.84

0.27

8.87

19.67

0.27

10.07

0.03

0.20

101.25

49.89

82.38

30

0.03

61.48

0.29

9.10

19.61

0.41

10.02

0.02

0.18

101.14

49.78

81.92

31

0.04

56.77

0.29

8.47

29.67

1.20

2.45

0.03

1.68

100.61

13.84

81.81

32

0.02

59.41

0.29

7.50

28.25

1.11

2.84

0.02

1.08

100.52

15.81

84.16

33

0.11

62.80

0.09

7.48

18.02

0.24

11.23

0.07

0.12

100.17

55.82

84.91

34

0.14

62.37

0.11

7.52

18.02

0.27

11.18

0.05

0.11

99.77

55.73

84.76

35

0.13

62.75

0.11

7.63

18.26

0.27

11.34

0.05

0.09

100.60

55.96

84.66

Примечание. Сr# = Cr*100/(Cr+Al). Mg# = Mg*100/(Mg+Fe2+).

 

В 1-ой группе минералы по значениям Mg# совпадают с данными по хромитам из ультраосновных пород Агардагского массива Южной Тувы и частично располагаются в поле хромшпинелидов из перидотитов фундамента островных дуг и глубоководных желобов (см. рис. 14).

 

Рис. 14. Составы хромшпинелидов из серпентинитов Кабак-Тайгинского офиолитового комплекса (по [6, 22, 24, 25]).
Поля составов хромшпинелидов: из ультрабазитов Срединно-Атлантического хребта (MOR); из перидотитов фундамента островных дуг и глубоководных желобов (IA).
1 – хромшпинелиды из серпентинитов Кабак-Тайгинского комплекса; 2‒4 – хромшпинелиды из ультрабазитов массивов: 2 – Улорского, 3 –Карашатского, 4 –Агардагского

 

Во 2-ой группе наличие минералов связано с вторичными изменениями.

Полученные данные по составам хромшпинелидов (диаграммы TiO2‒Al2O3 и Al-Cr‒Fe3) указывают на их формирование в офиолитах надсубдукционных зон в результате спрединга в задуговых бассейнах [51] (рис. 15).

 

Рис. 15. Диаграммы TiO2‒Al2O3 (а) и Al‒Cr‒Fe3+ (б) хромшпинелидов из серпентинитов Кабак-Тайгинского офиолитового комплекса (по [55]).
Показаны (кружочки) составы хромшпинелидов из серпентинитов Кабак-Тайгинского комплекса.
Обозначено: SSZP – хромшпинелиды из ультрабазитов надсубдукционных зон;
MORP – хромшпинелиды из ультрабазитов срединно-океанических хребтов;
MOU – хромшпинелиды из ультрабазитов океанических областей;
IAU – хромшпинелиды из ультрабазитов островных дуг.

 

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Структурно-вещественная корреляция офиолитов разных сегментов Чарышско-Теректинско-Улаганско-Саянской сутурно-сдвиговой зоны являются важным аспектом в обосновании ее геодинамической природы и значимости в тектоническом районировании Алтае-Саянской складчатой области.

Нами подтверждено, что Кабак-Тайгинский офиолитовый массив в борту правого берега р. Башкаус представлен серпентинтовым меланжем и расположен в основании тектонического покрова, который, как впервые показано, представлен аккреционным комплексом, сложенным тектоническими пластинами метабазальтов и метатерригенно-кремнистых пород. Тектонически выше расположены сложно-дислоцированные песчано-сланцевые образования Артлашской тектонической пластины, которые относятся к Алтае-Монгольскому террейну коллизионного орогена (см. рис. 1).

Нами проведен сравнительный анализ полученных данных по Кабак-Тайгинскому офиолитовому комплексу с данными по офиолитам Южной Тувы, в которых установлены характеристики задуговых бассейнов, а также с офиолитами современного задугового бассейна Вудларк, расположенного в юго-восточной Азии [13, 15, 27].

Исследования современных задуговых бассейнов свидетельствуют о том, что в этих структурах существуют два основных типа магматических серий. К первому типу относятся базальты, сопоставимые с нормальными и истощенными базальтами срединно-океанических хребтов типа N-MORB и E-MORB, отличающиеся по содержанию воды, крупноионных литофильных (LILE) и легких редкоземельных (LREE) элементов [48]. Формирование базальтов второго типа, базальтов задуговых бассейнов (BABB), может быть связано с влиянием субдукционных процессов на источник расплавов типа N-MORB.

Было установлено, что в пределах задуговых бассейнов кроме типичных BABB присутствуют и обогащённые базальты срединно-океанических хребтов типа (E-MORB) или базальты океанических островов (OIB), имеющие еще более высокий уровень накопления LILE и LREE [11, 24, 48, 54]. Аномально обогащенные базальты этого типа (АВАВВ) проявлены либо в районах задуговых бассейнов, испытывающих влияние нижнемантийных плюмов (например, Северо-Фиджийский бассейн и северная часть бассейна Лау), либо на ранних стадиях раскрытия окраинных морей там, где происходит проникновение рифтовых структур в континентальную кору.

Полученные нами результаты изучения химического состава габбро-диабазов из офиолитов Кабак-Тайгинского комплекса указывают на их принадлежность к низкотитанистым габброидам толеитовой магматической серии. Метабазальты аккреционного комплекса являются высокотитанистыми умеренно-щелочными. По приведенным геохимическим характеристикам они относятся к базальтам нескольких геодинамических групп: BABB, ABABB, E-MORB, N-MORB и OIB, что характерно для магматизма современных задуговых бассейнов [11, 24, 48].

Для корреляции офиолитов Кабак-Тайгинского комплекса с офиолитами Южной Тувы нами был проведен сравнительный анализ химического состава габбро-диабазов из дайковых комплексов обоих районов. На территории Южной Тувы подобные габбро-диабазы встречаются на Карашатском участке, они сформировались в обстановке растяжения задугового бассейна Таннуольской островной дуги [5, 12–15, 27, 31, 32, 58‒61].

Габброиды Кабак-Тайгинского комплекса обладают близкими петрохимическими характеристиками, что предполагает их образование в аналогичной геодинамической обстановке.

По высоким значениям хромистости (преимущественно 82‒85%) хромшпинелиды из серпентинитов Кабак-Тайгинского комплекса близки к хромитам без силикатных включений Улорского массива (Южная Тува), они резко отличаются от минералов с силикатными расплавными включениями из Карашатского массива (Южная Тува).

Учитывая это, по значениям хромистости акцессорных хромшпинелидов можно оценить степень частичного плавления серпентинитов Кабак-Тайгинского комплекса. Для выяснения степени их деплетированности было использовано отношение Cr/Al в хромшпинелидах, увеличивающееся по мере роста частичного плавления [16, 24, 50, 52].

Проведенное исследование показало, что в большинстве случаев были определены высокие значения хромистости изученных хромшпинелидов: в диапазоне ~82‒85%, что отвечает максимальной степени деплетированности >25%. Такие особенности характерны для гипербазитов из ряда современных зон субдукции (желоб Тонга и Марианский) с высокой степенью частичного плавления – свыше 25%, с образованием предельно деплетированных гипербазитов [33].

Таким образом, проведенный сравнительный анализ данных по магматизму современных [11, 24‒26, 48] и древних [18, 20, 21, 58‒61] океанических структур показал, что при формировании офиолитов Кабак-Тайгинского комплекса активное участие принимали расплавы с плюмовым компонентом, а также низкокалиевые океанические магмы. Подобное сочетание обогащенных и истощенных магматических систем отмечено для горы Франклин в задуговом бассейне Вудларк [11, 24, 48].

Полученные геохимические данные свидетельствуют о сходстве процессов формирования магматических комплексов древних офиолитов Кабак-Тайгинского комплекса и современного задугового бассейна Вудларк с участием плюмовых магматических систем [11, 24–26, 48].

Бассейн Вудларк расположен в юго-западной части Тихого океана, к юго-востоку от островного государства Папуа‒Новая Гвинея, в сложной геодинамической обстановке взаимодействия Индо-Австралийской и Тихоокеанской тектонических плит (рис. 16).

 

Рис. 16. Тектоническая схема части о. Новая Гвинея (юго-запад Тихого океана), расположенной в координатах 10° ю.ш.‒160° в.д. (по [38, 48] с дополнениями).
1‒3 – кора: 1 – континентальная, 2 – океаническая (>5 млн лет), 3 – океаническая (<5 млн лет – задуговые бассейны Вудларк и Манус); 4 – векторы движения плит в зонах: а – субдукции, б – спрединга; 5 – зоны субдукции: а – древние, б – современные; 6 – трансформные разломы в зонах спрединга; 7 – активные вулканы

 

Бассейн формируется в тыловой части островной дуги Марамуни, над зоной субдукции Поклингтон-Ауре Индо-Австралийской плиты [36, 38]. Он имеет сложную геологическую историю формирования на протяжении 20 млн лет с момента первоначального открытия бассейна, но большая часть спрединга произошла за последние 5 млн лет [36, 38, 48].

В западном окончании бассейна Вудларк располагается вулканическая гора Добу с аномально обогащенным магматизмом типа OIB+АВАВВ. Восточнее, в пределах спрединговой океанической части бассейна Вудларк, находится гора Франклин, для которой характерно развитие обогащенного магматизма типа E-MORB, но присутствуют также относительно низкокалиевые разности, близкие к N-MORB [48].

Таким образом, анализ полученных новых геологических и петролого-геохимических данных, а также имеющиеся опубликованные материалы подтверждают, что офиолиты Кабак-Тайгинского массива вместе с офиолитами Южной Тувы являются частью позднедокембрийско‒кембрийского задугового бассейна, фрагменты которого приурочены к ранне-среднепалеозойской Чарышско-Теректинско-Улаганско-Саянской сутурно-сдвиговой зоне.

ВЫВОДЫ

В результате проведенного исследования структурного положения и вещественного состава пород Кабак-Тайгинского офиолитового комплекса авторы пришли к следующим выводам.

  1. Кабак-Тайгинский офиолитовый комплекс в борту правого берега р. Башкаус представлен серпентинитовым меланжем, имеющим в своем составе блоки габбро-диабазов, прорванных дайками лейкоплагиогранитов. Меланж расположен в основании аккреционного комплекса, сложенного тектоническими пластинами метабазальтов и ритмично-слоистых метатерригенно-кремнистых пород.
  2. Габбро-диабазы относятся к низкотитанистым толеитам, базальты – к умеренно-щелочным высокотитанистым вулканитам, при этом лейкоплагиограниты являются кальциевыми и относятся к гранитам М-типа. Микроэлементный состав исследованных пород, а также особенности состава хромшпинелидов из ультраосновных пород указывают на их совместное формирование в процессе спрединга в задуговом бассейне.
  3. Анализ полученных новых геологических и петролого-геохимических данных по породам Кабак-Тайгинского офиолитового комплекса и базальтам аккреционного комплекса позволяют объединить их в офиолитовую ассоциацию. Совместно с офиолитами Южной Тувы она представляет позднедокембрийско‒кембрийский задуговой бассейн Таннуольской островной дуги, фрагменты которого сохранились в Чарышско-Теректинско-Улаганско-Саянской сутурно-сдвиговой зоне.
  4. Полученные новые данные могут быть заложены в обоснование геодинамической природы Чарышско-Теректинско-Улаганско-Саянской сутурно-сдвиговой зоны, разделяющей Алтае-Саянскую складчатую область на два крупных тектонических сегмента, представленных коллизионным и аккреционным орогенами, расположенными в южном обрамлении Сибирского палеоконтинента.
АББРЕВИАТУРЫ И СОКРАЩЕНИЯ
ACM – активные континентальные окраины;
OA – океанические дуги;
ORG – граниты океанических хребтов;
WPVZ – внутриплитные вулканические зоны;
WPB – внутриплитные базальты;
BABB – нормальные базальты задуговых бассейнов;
ABABB – аномально обогащенные базальты задуговых бассейнов;
E-MORB – обогащенные базальты срединно-океанических хребтов;
N-MORB – нормальные базальты срединно-океанических хребтов;
OIB – базальты океанических островов;
IATB – островодужные толеитовые базальты;
IACAB – известково-щелочные базальты;
SSZP – хромшпинелиды из ультрабазитов надсубдукционных зон;
MORP – хромшпинелиды из ультрабазитов срединно-океанических хребтов;
MOU – хромшпинелиды из ультрабазитов океанических областей;
IAU – хромшпинелиды из ультрабазитов островных дуг;
PS – область пород с плюмовым источником;
NPS – область пород без плюмового источника.
БЛАГОДАРНОСТИ

В обсуждении материалов статьи принимал участие д. г.-м. н., профессор Симонов Владимир Александрович (ИГМ РАН, г. Новосибирск, Россия), который был крупным специалистом в области геологического, петрологического и термо-барометрического изучения современных и древних офиолитов, – он ушел из жизни 1 ноября 2024 года, и мы, его коллеги, благодарны судьбе, подарившей нам возможность совместных исследований.

Авторы благодарны рецензенту А. А. Сорокину (Институт геологии и природопользования ДВО РАН (ИГиП), Амурская обл., г.Благовещенск) и анонимным рецензентам за полезные комментарии. Авторы признательны редактору М. Н. Шуплецовой (ГИН РАН, г. Москва, Россия) за тщательное редактирование.

ФИНАНСИРОВАНИЕ

Работа выполнена по государственному заданию ИГМ СО РАН (№ 122041400057-2).

СЛЕДОВАНИЕ НОРМАМ НАУЧНОЙ ЭТИКИ

Авторы заявляют, что не имеют конфликта интересов.

×

About the authors

V. D. Zindobryia

Sobolev Institute for Geology and Mineralogy of Siberian Branch of RAS

Email: buslov@igm.nsc.ru
Russian Federation, bld. 3, prosp. Akad. Koptyug, 630090 Novosibirsk

M. M. Buslova

Sobolev Institute for Geology and Mineralogy of Siberian Branch of RAS

Author for correspondence.
Email: buslov@igm.nsc.ru
Russian Federation, bld. 3, prosp. Akad. Koptyug, 630090 Novosibirsk

A. V. Kotlyarova

Sobolev Institute for Geology and Mineralogy of Siberian Branch of RAS

Email: buslov@igm.nsc.ru
Russian Federation, bld. 3, prosp. Akad. Koptyug, 630090 Novosibirsk

References

  1. Альмухамедов А.И., Кашинцев Г.А., Матвеенков В.В. Эволюция базальтового вулканизма Красноморского региона. – Ред. М.И. Кузьмин – Новосибирск: Наука, 1985. 191 с.
  2. Буслов М.М. Тектонические покровы Горного Алтая. – Ред. Н.А. Берзин – Новосибирск: Наука, 1992. 96 с.
  3. Буслов М.М. Тектоника и геодинамика Центрально-Азиатского складчатого пояса: роль позднепалеозойских крупноамплитудных сдвигов // Геология и геофизика. 2011. Т. 52. № 1. С. 66‒90.
  4. Волкова Н.И., Скляров Е.В. Высокобарические комплексы Центрально-Азиатского складчатого пояса: геологическая позиция, геохимия и геодинамические следствия // Геология и геофизика. 2007. Т. 48. № 1. С. 109‒119.
  5. Гоникберг В.Е. Роль сдвиговой тектоники в создании орогенной структуры ранних каледонид Юго-Восточной Тувы // Геотектоника. 1999. № 3. С. 89‒103.
  6. Гончаренко А.И. Деформация и петроструктурная эволюция альпинотипных гипербазитов. – Томск: ТГУ, 1989. 400 с.
  7. Гутак Я.М. О времени формирования Улаганской впадины (Горный Алтай) // Советская геология. 1984. № 2. С. 77‒82.
  8. Дергунов А.Б. Структурные зоны сочленения Горного Алтая и Западного Саяна. – Под ред. Н. С. Зайцева – М.: Наука, 1967. 216 с.
  9. Добрецов Н.Л., Пономарева Л.Г. Офиолиты и глаукофановые сланцы Западного Саяна и Куртушибинского пояса. – В кн.: Петрология и метаморфизм древних офиолитов (на примере Полярного Урала и Западного Саяна). – Под ред. В.С. Соболева, Н.Л. Добрецова – Новосибирск: Наука, 1977. С. 128‒156.
  10. Добрецов Н.Л., Симонов В.А., Буслов М.М., Куренков С.А. Океанические и островодужные офиолиты Горного Алтая // Геология и геофизика. 1992. № 12. С. 3‒14.
  11. Зоненшайн Л.П., Дриль С.И., Кузьмин М.И., Симонов В.А., Бобров В.А. Геохимические типы базальтов задуговых бассейнов Западный Вудларк, Лау и Манус // ДАН. 1995. Т. 341. № 4. С. 532‒535.
  12. Козаков И.К., Ковач В.П., Ярмолюк В.В., Котов А.Б., Сальникова Е.Б., Загорная Н.Ю. Корообразующие процессы в геологическом развитии Тувино-Монгольского массива: Sm-Nd изотопные и геохимические данные по гранитоидам // Петрология. 2003. Т. 11. № 5. С. 491‒511.
  13. Котляров А.В. Петрология офиолитовых ассоциаций Южной и Восточной Тувы. Автореф. дис. … к.г.-м.н. – ИГМ СО РАН, Новосибирск: 2010. 18 с.
  14. Кузьмичев А.Б. Тектоническая история Тувино-Монгольского массива: раннебайкальский, позднебайкальский и раннекаледонский этапы. – Под ред. Е.В. Склярова – М.: Пробел, 2004. 192 с.
  15. Куренков С.А., Диденко А.Н., Симонов В.А. Геодинамика палеоспрединга. – Под ред. Ю. Г. Леонова – М.: ГЕОС, 2002. 294 с.
  16. Леснов Ф.П. Редкоземельные элементы в ультрамафитовых и мафитовых породах и их минералах. – В кн.: Второстепенные и акцессорные минералы. – Новосибирск: ГЕО, 2009. 190 с.
  17. Миронов Ю.В. Соотношение титана и калия в базальтах как индикатор тектонической обстановки // Докл. АН СССР. 1990. Т. 314. № 6. С. 1484‒1487.
  18. Монгуш А.А., Лебедев В.И., Травин А.В., Ярмолюк В.В. Офиолиты Западной Тувы – фрагмент поздневендской островной дуги Палеоазиатского океана // ДАН. 2011. Т. 438. № 6. С. 796‒802.
  19. Монгуш А.А., Лебедев В.И., Ковач В.П., Сальникова Е.Б., Дружкова Е.К., Яковлева С.З., Плоткина Ю.В., Загорная Н.Ю., Травин А.В., Серов П.А. Тектономагматическая эволюция структурно-вещественных комплексов Таннуольской зоны Тувы в позднем венде‒раннем кембрии (на основе геохимических, Nd изотопных и геохронологических данных) // Геология и геофизика. 2011. Т. 52. № 5. С. 649‒665.
  20. Монгуш А.А. Офиолиты Западного Саяна и Западной Тувы – автохтонные комплексы Саяно-Тувинской преддуговой зоны V‒Є1 островной дуги Палеоазиатского океана. – В сб.: Геодинамическая эволюция литосферы Центрально-Азиатского подвижного пояса (от океана к континенту). – Мат-лы науч. совещ. – Иркутск: ИЗК СО РАН. 2017. Т. 15. С. 194‒196.
  21. Монгуш А.А. Геологическое положение, геохимический и Sm‒Nd-изотопный состав офиолитов Саяно-Тувинской преддуговой зоны // Изв. ИГУ. 2019. Т. 30. С. 56‒75.
  22. Паланджан С.А. Типизация мантийных перидотитов по геодинамическим обстановкам формирования. – Под ред. В. В. Аникина – Магадан: СВКНИИ ДВО РАН, 1992. 104 с.
  23. Румянцев М.Ю., Туркина О.М., Ножкин А.Д. Геохимия шумихинского гнейсово-амфиболитового комплекса Канской глыбы (северо-западная часть Восточного Саяна) // Геология и геофизика. 1998. Т. 39. № 8. С. 1103‒1115.
  24. Симонов В.А., Дриль С.И., Кузьмин М.И. Особенности эволюции глубинных базальтовых расплавов задугового бассейна Вудларк (Тихий океан) // ДАН. 1999. Т. 368. № 3. С. 388‒391.
  25. Симонов В.А. Условия генезиса перидотитов Центральной Атлантики (данные по расплавным включениям). – В сб.: Ультрабазит-базитовые комплексы складчатых областей и связанные с ними месторождения. – Мат-лы III международной конференции. – Екатеринбург: ИГиГ УрО РАН, 2009. Т. 2. С. 193‒195.
  26. Симонов В.А., Котляров А.В., Куликова А В. Условия формирования палеоокеанических комплексов Алтае-Саянской складчатой области. – Под ред. Е.В. Склярова, М.М. Буслова – Новосибирск: СО РАН, 2024. 309 с.
  27. Тараско Д.А., Симонов В.А. Геологическое строение и история формирования геологических комплексов Агардагской офиолитовой зоны (Южная Тува). – В сб.: Металлогения древних и современных океанов. – Мат-лы XIII научной студенч. школы. – Миасс. 2007. Т. 2. С. 195‒199.
  28. Туркина О.М., Ножкин А.Д., Баянова Т.Б. Источники и условия образования раннепротерозойских гранитоидов юго-западной окраины Сибирского кратона // Петрология. 2006. Т. 14. № 3. С. 284‒306.
  29. Федак С.И., Туркин Ю.А., Гусев А.И., Шокальский С.П., Русанов Г.Г., Борисов Б.А., Беляев Г.М., Леонтьева Е.М. Государственная геологическая карта Российской Федерации. – Масштаб 1 : 1 000 000 (третье поколение). – Серия Алтае-Саянская. – Лист М-45 (Горно-Алтайск). – Объяснительная записка. – Ред. С.П. Шокальский – СПб: ВСЕГЕИ, 2011. С. 294‒310.
  30. Шараськин А.Я. Тектоника и магматизм окраинных морей в связи с проблемами эволюции коры и мантии. – Ред. А. Л. Книппер – М.: Наука, 1992. 163 с.
  31. Шарпенок Л.П. Магматические, метаморфические, метасоматические, импактные образования. – В кн.: Петрографический кодекс России. – СПб: ВСЕГЕИ, 2009. 200 с.
  32. Шелепаев Р.А. Эволюция базитового магматизма Западного Сангилена (Юго-Восточная Тува). – Автореф. дис. … к.г.-м.н. – ИГМ СО РАН, Новосибирск: 2006, 20 с.
  33. Щербаков С.А., Савельева Г.Н. Структуры ультрабазитов Марианского желоба и разлома Оуэн // Геотектоника. 1984. № 2. C. 86‒96.
  34. Щербаков С.А. Офиолиты Западной Тувы и их структурная позиция // Геотектоника. 1991. № 4. С. 88–101.
  35. Aldiss D.T. Granitic rocks of ophiolites. – PhD Thesis (The Open Univ., Birmingham Earth Sci. 1978), 198 p.
  36. Benyshek E.K., Taylor B., Goodliffe A.M. A detailed reconstruction of the Woodlark Basin // Geochem., Geophys., Geosyst. (G3). 2024. Vol. 25. No. 7. Doi.org/10.1029/ 2023GC011410
  37. Berzin N.A. Preliminary terrane and overlap assemblage map of Altai-Sayan region, Southern Siberia. – In: Project on Mineral Resources, Metallogenesis and Tectonics of Northeast Asia, – Ed. by W.J. Nokleberg, V.V. Naumova, M.I. Kuzmin, T.V. Bounaeva, (Prelimin. Publ., U.S. Geol. Surv., Deprtm. Interior. USA. 1999. Book1), 165 p. Doi.org/10.3133/ofr99165
  38. Brandl P.A., Hannington M.D., Kratschell A., Petersen S., Baxter A.T., Stewart M.S., Galley C., Emberley J., Sander S.G. A new geological map of the marginal basins of Eastern Papua‒New Guinea: Implication for crustal accretion and mineral endowment at arc-continent collision // Lithosphere. 2024. Vol. 2024. No. 4. Doi.org/10.2113/2024/lithosphere_2024_145
  39. Buslov M.M., Shcerbanenko T.A., Kulikova A.V., Sennikov N.V. Paleotectonic reconstructions of the Central Asian folded belt in the Silurian Tuvaella and Retziella brachiopod fauna locations // Lethaia. 2022. Vol. 55. No. 1. P. 1‒15. Doi.org/10.18261/ let.55.1.7
  40. Buslov M.M., Watanabe T., Fujiwara Y., Iwata K., Smirnova L.V., Saphonova I.Yu., Semakov N.N. Late Paleozoic faults of the Altai region, Central Asia: Tectonic pattern and model of formation // J. Asian Earth Sci. 2004. Vol. 23. P. 655‒671. Doi.org/10.1016/S1367-9120(03)00131-7
  41. Cai K., Sun M., Buslov M.M., Jahn B., Xiao W., Long X., Chen H., Wan B., Chen M., Rubanova E.S., Kulikova A.V., Voytishek E.E. Crustal nature and origin of the Russian Altai: Implications for the continental evolution and growth of the Central Asian Orogenic Belt (CAOB) // Tectonophysics. 2016. Vol. 674. P. 182‒194. Doi.org/10.1016/j.tecto.2016.02.026
  42. Chen M., Min S., Cai K., Buslov M.M., Zhao G., Jiang Y., Rubanova E.S., Kulikova A.V., Voytishek E.E. The early Paleozoic tectonic evolution of the Russian Altai: Implications from geochemical and detrital zircon U–Pb and Hf isotopic studies of meta-sedimentary complexes in the Charysh‒Terekta‒Ulagan‒Sayan suture zone // Gondwana Research. 2016. Vol. 34. P. 1‒15. Doi.org/10.1016/j.gr.2016.02.011
  43. Chen M., Sun M., Buslov M.M., Cai K., Zhao G., Zheng J., Rubanova E.S., Voytishek E.E. Neoproterozoic – Middle Paleozoic tectono-magmatic evolution of the Gorny Altai terrane, northwest of the Central Asian Orogenic Belt: Constraints from detrital zircon U–Pb and Hf-isotope studies // Lithos. 2015. Vol. 233. P. 223‒236. Doi.org/10.1016/j.lithos.2015.03.020
  44. Chen M., Sun M., Cai K., Buslov M.M., Zhao G., Rubanova E.S., Voytishek E.E. Detrital zircon record of the early Paleozoic metasedimentary rocks in Russian Altai: Implications on their provenance and the tectonic nature of the Altai–Mongolian terrane // Lithos. 2014. Vol. 233. P. 209‒222. Doi.org/10.1016/j.lithos.2014.11.023
  45. Condie K.C. High field strength element ratios in Archean basalts: A window to evolving sources of mantle plumes? // Lithos. 2005. Vol. 79. No. 3–4. P. 491‒504. Doi.org/10.1016/ j.lithos.2004.09.014
  46. Dobretsov N.L., Berzin N.A., Buslov M.M. Opening and tectonic evolution of the Paleo-Asian Ocean // Int. Geol. Rev. 1995. Vol. 35. P. 335‒360. Doi.org/10.1080/00206819509465407
  47. Dobretsov N.L., Buslov M.M., Vernikovsky V.A. Neoproterosoic to Early Ordovician evolution of the paleo-Asian Ocean: Implications to the break-up of Rodinia // Gondwana Research. 2003. Vol. 6. P. 143‒159. Doi.org/10.1016/S1342-937X(05)70966-7
  48. Dril S.I., Kuzmin M.I., Tsipukova S.S., Zonenshain L.P. Geochemistry of basalts from the western Woodlark, Lau and Manus basins: Implications for their petrogenesis and source rock compositions // Marin. Geol. 1997. No. 142. P. 57‒83. Doi.org/10.1016/S0025-3227(97)00041-8
  49. Glorie S., De Grave J., Buslov M.M., Zhimulev F.I., Izmer A., Vandoorne W., Ryabinin A., Van Den Haute P., Vanhaecke F., Elburg M.A. Formation and Palaeozoic evolution of the Gorny-Altai–Altai-Mongolia suture zone (South Siberia): Zircon U/Pb constraints on the igneous record // Gondwana Research. 2011. Vol. 20. P. 465‒484. Doi.org/10.1016/j.gr.2011.03.003
  50. Hirose K., Kawamoto T. Hydrous partial melting of lherzolite at 1 GPa: The effect of H2O on the genesis of basaltic magmas // Earth and Planet. Sci. Lett. 1995. Vol. 133. P. 463‒473. Doi.org/10.1016/0012-821X(95)00096-U
  51. Irvine T.N., Baragar W. A guide to the chemical classification of the common volcanic rocks // Can. J. Earth Sci. 1971. Vol. 8. No. 5. P. 523‒548. Doi.org/10.1139/e71-05
  52. Jaques A.L., Green D.H. Anhydrous melting of peridotite at 0‒15 Kb pressure and the genesis of tholeiitic basalts // Contrib. Mineral. Petrol. 1980. Vol. 73. No. 3. P. 287‒310. Doi.org/10.1007/BF00381447
  53. Jenner G.A., Dunning G.R., Malpas J., Brown M., Brace T. Bay of Islands and Little Port complexes, revisited: Age, geochemical and isotopic evidence confirm suprasubduction-zone origin // Can. J. Earth Sci. 1991. Vol. 28. No. 10. P. 1635‒1652. Doi.org/10.1139/e91-146
  54. Johnson K.T.M., Sinton J.M. Petrology, tectonic setting, and the formation of back-arc basin basalts in the North Fiji Basin // Geologisches Jahrbuch Reihe. 1990. Vol. 92. P. 517‒545.
  55. Kamenetsky V.S., Crawford A.J., Meffre S. Factors controlling chemistry of magmatic spinel: An empirical study of associated olivine, Cr-spinel and melt inclusions from primitive rocks // J. Petrology. 2001. Vol. 42. No. 4. P. 655‒671. Doi.org/10.1093/petrology/ 42.4.655
  56. Pearce J. A. Trace element characteristics of lavas from destructive plate boundaries. – In: Orogenic Andesites and Related Rocks. – Ed. by R.S. Thorpe (The Open University, Milton Keynes, UK. 1982), P. 528‒548.
  57. Pearce J.A., Harris N.B.W., Tindle A.G. Trace element discrimination diagrams for the tectonic interpretation of granitic rocks // J. Petrology. 1984. Vol. 25. P. 956‒983. Doi.org/10.1093/petrology/25.4.956
  58. Pfander J.A., Jochum K.P., Kröner A., Kozakov I., Oidup C., Todt W. Age and geochemical evolution of an early Cambrian ophiolite-island arc system in Tuva South Central Asia. – In: Generation and emplacement of ophiolites through time. – Ed. by E. Hanski, J. Vuollo, (Geol. Surv. Finland, Spec. Pap., 1998. Vol. 26), 42 p.
  59. Pfander J.A., Jochum K.P., Kozakov I., Kröner A., Todt W. Coupled evolution of back-arc and island arc – like mafic crust in the Late-Neoproterozoic Agardagh Tes-Chem ophiolite, Central Asia: Evidence from trace element and Sr‒Nd‒Pb isotope data // Contrib. Mineral Petrol. 2002. Vol. 143. P. 154‒174. Doi.org/10.1007/s00410-001-0340-7
  60. Pfander J.A., Kröner A. Tectono-magmatic evolution, age and emplacement of the Agardagh Tes-Chem ophiolite in Tuva, Central Asia: Crustal growth by island arc accretion // Develop. Precambr. Geol. 2004. Vol. 13. P. 207‒221. Doi.org/10.1016/S0166-2635(04)13006-5
  61. Pfander J.A., Jochum K.P., Galer S.J.G., Hellebrand E.W.G., Jung S., Kröner A. Geochemistry of ultramafic and mafic rocks from the northern Central Asian Orogenic Belt (Tuva, Central Asia) – constraints on lower and middle arc crust formation linked to Late Proterozoic intra-oceanic subduction // Precambrian Research. 2021. Vol. 356. Art. 106061. Doi.org/10.1016/j.precamres.2020.106061
  62. Saccani E. A new method of discriminating different types of post-Archean ophiolitic basalts and their tectonic significance using Th‒Nb and Ce‒Dy‒Yb systematics // Geosci. Frontiers. 2015. Vol. 6. No. 4. P. 481‒501. Doi.org/10.1016/j.gsf.2014.03.006
  63. Schandli E.S., Gorton M.P. Applications of high field strength elements to discriminate tectonic setting in VMS environments // Econ. Geol. 2002. Vol. 97. No. 3. P. 629‒642. Doi.org/10.2113/gsecongeo.97.3.629
  64. Sun S., McDonough W.F. Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes. – In: Magmatism in the ocean basins. — Ed. by A.D. Sounders, M.J. Norry, (Geol. Soc. Spec. Publ., 1989. Vol. 42), P. 313‒345. Doi.org/10.1144/GSL.SP.1989.042.01.1

Supplementary files

Supplementary Files
Action
1. JATS XML
Download
2. Fig. 1. Mapa esquemático de la posición estructural de los complejos geodinámicos Neoproterozoico-Paleozoico del margen suroeste del Cratón Siberiano (según [39], con modificaciones y adiciones). Posición (rectángulo) de la parte oriental de los Montes Altái – véase la Fig. 2. Macizos ofiolíticos: Kp – Kopseksky; Kt – Kabak-Taiginsky; Sh – Shatsky. Zonas ofiolíticas: Kh – Kaakhemskaya, Ksh – Kurtushibinskaya, U – Uimonskaya, Kh – Khemchikskaya. 1–3 – Orógeno acrecional (PR3‒O1): 1 – Arco insular Kuznetsk-Altái (PR3‒O1): a – desarrollado con volcánicos de la serie calcoalcalina, b – primitivo con ofiolitas de la serie boninita-toleítica; c – complejos volcanogénicos-sedimentarios de la cuenca de trasarco, g – complejos acrecionarios con fragmentos de ofiolitas oceánicas, d – turbiditas de la vaguada de antearco (Cm), 2 – arco de islas de Salair (PZ1) con volcánicos de la serie calcoalcalina, 3 – margen activo de Gorno-Altai (D‒C1): a – formaciones volcano-plutónicas, b – turbiditas de la vaguada de antearco (D3‒C1); 4–7 – orógeno de colisión (PR3‒O1): 4 – arco insular desarrollado de Tannu-Ola (Tuviniano-Mongol) (PR3‒O1) con volcánicos de series calcoalcalinas, 5 – ofiolitas de Agardag, 6 – microcontinente precámbrico Tuviniano-Mongol del grupo Gondwana, 7 – turbiditas del terreno de Altai-Mongol (PZ1); 8‒10 – zona de sutura-cizalladura de Charysh-Terekta-Ulagan-Sayan (PZ1-2): 8 ‒ complejos de acreción con fragmentos de ofiolitas de cuenca de arco posterior (PR3‒Cm), 9 – zonas de ofiolitas, 10 – macizos de ofiolitas; 11 – fallas (PZ3): a – fallas de desgarre, b – fallas de empuje; 12 – cratón siberiano; 13 – Depresión de Biysk-Barnaul (KZ)

Download (1MB)
Indexing metadata
3. Fig. 3. Esquema de la estructura geológica de la mezcla de serpentinitas del complejo ofiolítico Kabak-Taiga en el curso medio del río Bashkaus (según [2], con añadidos). 1 - depósitos carbonato-terrígenos del margen pasivo (O‒S); 2 - depósitos volcanogénicos-sedimentarios de la zona Uimeno-Lebedskaya (V‒Cm); 3‒5 - mezcla de serpentinitas (V‒Cm): 3 - basaltos, 4 - gabroides, 5 - serpentinitas; 6 - formaciones indiferenciadas del complejo acrecional Saratan; 7 - macizo granitoide Aturkol (P2‒T1); 8 - límites de bloques tectónicos, placas de gabro y basalto en la mezcla de serpentinitas; 9 - límites de ocurrencia estratigráfica discordante; 10 – fallas de desgarre y fallas de empuje (D3‒C1); 11 – elementos de estratificación; 12 – puntos de muestreo

Download (401KB)
Indexing metadata
4. Fig. 4. Esquema de la posición estructural de las ofiolitas de Kabak-Taiga en el complejo de acreción. Muestras para la datación de circón U-Pb: N.° KU-82 – gabro-diabasa; N.° KU-83 – leucoplagiogranito. 1 – zonas cubiertas de césped; 2 – terraza fluvial; 3 – basaltos; 4 – rocas metaterrígenas; 5 – gabro-diabasa con un dique de leucoplagiogranito; 6 – serpentinitas; 7 – elementos de foliación; 8 – puntos de muestreo

Download (420KB)
Indexing metadata
5. Fig. 2. Diagrama estructural de la parte oriental de las montañas de Altái (según [43], con modificaciones y adiciones). Complejos de acreción de las montañas de Altái (parte oriental): Te-Teletsky, Sa-Saratansky, Chu-Chulchinsky. Macizos granitoides: Al-Altyn-Taussky, On-Onyshsky, Ka-Karakudyursky, KK-Kubadrin-Kuraisky. Zonas de deslizamiento: SH-Shapshalskaya, TB-Teletsko-Bashkausskaya, TK-Teletsko-Kuraisky, KK-Kubadrin-Kuraisky. Las serpentinitas del complejo basita-hiperbasita se indican (en cursiva sobre fondo blanco): a - Kabak-Taiginsky, b - Karagolsky. 1 - Turbiditas del terreno de Altai-Mongol (PZ1); 2-3 – Zonas: 2 – Gorno-Altai, 3 – Sayan Occidental; 4 – Complejos de acreción del Paleozoico Medio de la parte oriental de Gorny Altai; 5 – Cinturones metamórficos (S2-D1); 6 – Macizos granitoides (S-D1); 7 – Macizos graníticos (T1); 8 – Zonas de cizallamiento (D3-C1); 9 – Cabalgamientos (D3-C1); 10 – Cizallas (Р-Т); 11 – Depósitos cuaternarios en la depresión de Chuya (Q); 12-13 – Complejo basita-hiperbasita: 12 – gabroides, 13 – serpentinitas; 14 – Puntos de muestreo

Download (794KB)
Indexing metadata
6. Fig. 5. Fotografía de campo de las ofiolitas y el complejo de acreción de Kabak-Taiga en la margen izquierda del río Bashkaus. Se muestran fallas (líneas rojas).

Download (548KB)
Indexing metadata
7. Fig. 6. Diagrama Na₂O+K₂O – SiO₂ (% en peso) para basaltos y gabrodiabasas de las ofiolitas de Kabak-Taiga de las montañas de Altái (según [11, 24, 31, 48]). Se muestra: Wo – basaltos e inclusiones fundidas en olivinos de basaltos de la cuenca de trasarco de Woodlark (sudoeste del océano Pacífico). Rocas: A – alcalinas; N – alcalinidad normal. Campos de roca: 1 – picrobasales ultramáficos, 2 – picrobasales y basaltos básicos, 3 – basaltos andesíticos, 4 – picrobasales moderadamente alcalinos, 5 – basaltos moderadamente alcalinos. 1 – lavas basálticas; 2 – gabrodiabasas; 3 – serpentinita

Download (117KB)
Indexing metadata
8. Fig. 7. Diagrama (Na₂O+K₂O) – FeO* – MgO (% en peso) para basaltos y gabrodiabasas del complejo ofiolítico Kabak-Taiga de las montañas de Altái (según [11, 24, 48, 51]). FeO* – contenido total de óxido de hierro (% en peso) recalculado como FeO. Se muestra: Wo – basaltos e inclusiones de fundido en olivinos de basaltos de la cuenca de retroarco de Woodlark (sudoeste del océano Pacífico). Rocas: CA – calcoalcalinas; T – toleíticas. Campos de roca: 1 – hiperbasitas metamórficas tectonizadas; 2 – rocas básicas y ultrabásicas del complejo estratificado. 1 – lavas basálticas; 2 – gabrodiabasas; 3 – diques de ofiolitas del macizo de Karashat (sur de Tuvá).

Download (141KB)
Indexing metadata
9. Fig. 8. Razones de macroelementos para basaltos y gabrodiabasas del complejo ofiolítico Kabak-Taiga de las montañas de Altái (según [10, 11, 17, 24, 48]). (a) – Diagrama TiO₂ – FeO*/MgO (% en peso); (b) – Diagrama TiO₂ – K₂O (% en peso). FeO* – contenido total de óxido de hierro (% en peso) recalculado como FeO. Se muestra: Wo – basaltos e inclusiones fundidas en olivinos de los basaltos de la cuenca de trasarco de Woodlark (sudoeste del océano Pacífico); MORB – tendencia basáltica de la dorsal oceánica. Campos de roca: basaltos de la dorsal oceánica normales (N-MORB) y enriquecidos (E-MORB); basaltos de islas oceánicas (OIB); basaltos de la cuenca de trasarco normales (BABB) y anómalos (ABABB); Basaltos toleíticos de arco insular (IATB) y calcoalcalinos (IACAB). 1 – Lavas basálticas; 2 – Gabrodiabasas; 3 – Diques de ofiolitas del macizo de Karashat (Tuva meridional)

Download (171KB)
Indexing metadata
10. Fig. 9. Razones de microelementos para basaltos y gabrodiabasas de las ofiolitas de Kabak-Taiga de las montañas de Altái (según [11, 24, 45, 48]). (a) – Diagrama Y–Zr (g/t); (b) – Diagrama Nb/Y–Zr/Y. Se muestra: Wo – basaltos e inclusiones fundidas en olivinos de los basaltos de la cuenca de trasarco de Woodlark (sudoeste del océano Pacífico). Campos de rocas: basaltos de dorsales oceánicas normales (N-MORB), basaltos de islas oceánicas (OIB). Región de rocas con y sin fuente de pluma (PS). 1 – lavas basálticas; 2 – gabrodiabasas

Download (139KB)
Indexing metadata
11. Fig. 10. Características geoquímicas de los basaltos y las gabrodiabasas del complejo Kabak-Taiga. (a) – Diagrama NbN – ThN (según [62]); (b) – Diagrama Ta/Yb – Th/Yb (según [56]). 1 – Lavas basálticas; 2 – Gabrodiabasas

Download (176KB)
Indexing metadata
12. Fig. 11. Curvas de distribución de tierras raras normalizadas por condritas en basaltos y gabrodiabasas de las ofiolitas de Kabak-Taiga de las montañas de Altái (según [11, 24, 30, 48, 64]). 1 - lavas basálticas; 2 - gabrodiabasas; 3 - basaltos e inclusiones de fundido en olivinos de basaltos de la cuenca de trasarco de Woodlark (sudoeste del océano Pacífico); 4-5 - basaltos: 4 - dorsal mesoceánica (N-MORB), 5 - cuencas de trasarco

Download (254KB)
Indexing metadata
13. Fig. 12. Gráficos de distribución de tierras raras (REE). (a)-(b) – Curvas de distribución de REE basadas en condrita (según [64]); (b) – Diagramas multielementos de REE para leucoplagiogranito del complejo Kabak-Taiga, calculados a partir del manto primitivo [64]. Los espectros de los granitos de tipo M, A, I y S se construyen según los datos de [23, 28]. 1 – leucoplagiogranito (muestra KU-83); 2-5 – granitos: 2 – tipo M, 3 – tipo A, 4 – tipo I, 5 – tipo S

Download (177KB)
Indexing metadata
14. Fig. 13. Diagramas de REE para granitos de ofiolitas del complejo ofiolítico Kabak-Taiga y plagiogranitos de ofiolitas de diferentes entornos geodinámicos (según [19, 35, 53, 57]). (a) – Espectros multielementales normalizados de granito de dorsal oceánico (ORG) para leucoplagiogranito del complejo Kabak-Taiga y espectros de tonalitas de ofiolitas (según [57]); (b) – Diagrama Ta/Yb‒Th/Yb para leucoplagiogranito del complejo Kabak-Taiga y tonalitas de ofiolitas (según [63]). Designaciones: ACM – márgenes continentales activos; OA – arcos oceánicos; N-MORB – basaltos normales de dorsales oceánicas; E-MORB – basaltos de dorsales oceánicas enriquecidos; WPVZ: zonas volcánicas intraplaca; WPB: basaltos intraplaca. 1-2: plagiogranitos de ofiolitas de la zona de extensión de las cuencas de trasarco: 1-bloque de Smarville, 2-Bahía de las Islas (Terranova); 3-4: plagiogranitos de ofiolitas de suprasubducción formadas en un entorno de antearco: 3-semail (omán), 4-cordillera de Troodos (Chipre); 5-6: plagiogranitos de ofiolitas de dorsales oceánicas: 5-toscana, 6-dorsal mesoatlántica cerca de 45° N; 7-8: plagiogranitos: 7-arco insular de Omán, 8-margen continental activo chileno; 9: plagiogranito del macizo Shatsky de Tuvá occidental; 10: leucoplagriogranito del macizo de Kabak-Taiga

Download (210KB)
Indexing metadata
15. Fig. 14. Composiciones de espinelas de cromo de serpentinitas del complejo ofiolítico Kabak-Taiga (según [6, 22, 24, 25]). Campos de composición de espinelas de cromo: de ultrabasitas de la Cordillera Mesoatlántica (MOR); de peridotitas del basamento de arcos insulares y fosas marinas profundas (IA). 1 - espinelas de cromo de serpentinitas del complejo Kabak-Taiga; 2-4 - espinelas de cromo de ultrabasitas de los macizos: 2 - Ulorsky, 3 - Karashatsky, 4 - Agardagsky

Download (140KB)
Indexing metadata
16. Fig. 15. Diagramas de TiO₂‒Al₂O₃ (a) y Al‒Cr‒Fe₃+ (b) de espinelas de cromo de serpentinitas del complejo ofiolítico Kabak-Taiga (según [55]). Se muestran (círculos) las composiciones de las espinelas de cromo de serpentinitas del complejo Kabak-Taiga. Designaciones: SSZP: espinelas de cromo de ultrabasitas de zonas de suprasubducción; MORP: espinelas de cromo de ultrabasitas de dorsales oceánicas; MOU: espinelas de cromo de ultrabasitas de regiones oceánicas; IAU: espinelas de cromo de ultrabasitas de arcos insulares.

Download (96KB)
Indexing metadata
17. Fig. 16. Esquema tectónico de la parte de la isla de Nueva Guinea (sudoeste del océano Pacífico), ubicada en las coordenadas 10° S-160° E (según [38, 48] con adiciones). 1-3 – corteza: 1 – continental, 2 – oceánica (>5 millones de años), 3 – oceánica (<5 millones de años – cuencas de retroarco de Woodlark y Manus); 4 – vectores de movimiento de placas en zonas: a – subducción, b – expansión; 5 – zonas de subducción: a – antigua, b – moderna; 6 – fallas transformantes en zonas de expansión; 7 – volcanes activos

Download (364KB)
Indexing metadata

Copyright (c) 2025 Russian academy of sciences