CC BY
96
Вестник Томского государственного университета. 2013. № 372. С. 184-192
УДК 551.732+552.31(571.52)
А.А. Монгуш, А.А. Терлеев, Д.А. Токарев, Е.К. Дружкова
ГРАНИТОИДЫ И ИЗВЕСТНЯКИ ИЗ КОНГЛОМЕРАТОВ ПРЕДДУГОВОЙ ЗОНЫ ТАННУОЛЬСКО-ХАМСАРИНСКОЙ ОСТРОВОДУЖНОЙ СИСТЕМЫ (ТУВА): ГЕОХИМИЯ, ПАЛЕОНТОЛОГИЯ, КОРРЕЛЯЦИЯ
Исследования проведены при финансовой поддержке грантов РФФИ № 10-05-00444-а,
№ 10-05-00953 и грантов СО РАН на проведение экспедиционных работ.
Изучен петрогеохимический состав плагиогранитов, кварцевых диоритов и палеонтологический состав известняков из галечного материала нижнекембрийской баянкольской свиты преддуговой зоны, а также палеонтологический состав известняков из нижнекембрийской ильчирской свиты островодужной зоны, получены новые данные о геохимическом составе островодуж-ных плагиогранитов. Проведена корреляция геохимических и палеонтологических данных.
Ключевые слова: конгломераты; источники сноса; микрофитолиты.
В мозаично-блоковой структуре ЦентральноАзиатского складчатого пояса (ЦАСП) первичные латеральные связи доаккреционных, в частности остро-водужных, структур обычно нарушены постаккреци-онной тектоникой. В качестве одного из наиболее крупных островодужных структур ЦАСП выделяют Таннуольско-Хамсаринскую островодужную систему (ТХОС), представляющую собой крупный фрагмент системы островная дуга - задуговый бассейн, существовавшей в Палеоазиатском океане в венде - начале раннего кембрия [1-3]. ТХОС имеет северо-восточное простирание, ее протяженность составляет около 550 км, ширина - около 300 км, на северо-западе она контактирует с турбидитами Западного Саяна, на юго-востоке - с метаморфитами Сангилена. В ее пределах выделяются преддуговая Саяно-Тувинская группа зон, островодужная Таннуольско-Хамсаринская группа зон и задуговая Восточно-Тувинская группа зон. ТХОС отличается относительно хорошей сохранностью первичных соотношений главных структурных элементов - пред- и задуговых и собственно островодужной зон (рис. 1). Вместе с тем для ТХОС устанавливается четкая поперечная или косая зональность отдельных сегментов по отношению к ее ограничениям, что свидетельствует о вторичности границ сегментов ТХОС и
о проявлении крупных послекембрийских горизонтальных перемещений [2].
Как видно из рис. 1, островодужные комплексы Он-думской и Таннуольской подзон непосредственно граничат с комплексами преддуговой зоны ТХОС. Однако для Ондум-Танну-ольского сегмента островной дуги (рис. 1) характерна направленная геохимическая зональность, выражающаяся в увеличении щелочности с севера на юг (в современных координатах), одновременном снижении содержаний MgO и отношения Ыа20/К20, увеличении содержаний редкоземельных элементов и изменении характера их распределения от Ондумской до Таннуольской подзон (Ьа^шв - от 0,61,5 до 1,6-8,0%; Ьаы/УЬы - от 0,3-0,8 до 1,1-5,6%) [2, 3, 6, 7]. Эти данные могут свидетельствовать о наклоне зоны палеосубдукции в направлении от Ондумской к Таннуольской подзоне и связанной с этим поперечной зональности островодужного магматизма. Для подтверждения предположения о фронтальном расположении Ондумской подзоны другими независимыми
методами исследований было проведено изучение вещественного состава обломков магматических и карбонатных пород из нижнекембрийских конгломератов в тыловой части преддуговой зоны и их корреляции с магматическими и карбонатными породами из остро-водужных комплексов Ондумской подзоны.
Геологическое строение участков и привязка образцов
Район исследований конгломератов расположен в 60 км на запад-юго-запад от г. Кызыл, в районе устья р. Баян-Кол - правого притока р. Енисей. Здесь распространена баянкольская вулканогенно-карбонатно-
терригенная свита нижнего кембрия мощностью 3 5004 000 м, которая слагает крупную широкую синклинальную складку, имеющую запад-северо-западное простирание и погружающуюся к западу (рис. 2) [8, 9]. Относительно хорошая структурная сохранность разреза и обилие нижнекембрийской фауны позволили исследователям составить в районе нижнего течения р. Баян-Кол опорный разрез вулканогенно-осадочных образований нижнего кембрия Центральной Тувы, отмечая при этом, что в целом для данного района «отложения фациально изменчивы на коротких расстояниях, что в значительной мере затрудняет сопоставление отдельных фрагментов разреза...» [8. С. 93]. Примечательными также являются наблюдения о том, что многие виды археоциат, свойственные для более высоких горизонтов разреза, в баян-кольской свите оказываются залегающими под более древними археоциатовыми комплексами [10].
В составе баянкольской свиты преобладают терриген-ные осадки - конгломераты, гравелиты, песчаники, алевролиты, встречаются горизонты и прослои кремнистых пород, туфов и туффитов основного и кислого состава, в нижней части свиты широко представлены известняки [810]. Известняки баянкольской свиты содержат комплекс фауны от базаихского до санаштыкгольского биострати-графических горизонтов [8-11].
В гальке конгломератов баянкольской свиты представлены плагиограниты, кварцевые диориты, известняки, базальты, кремнистые породы, алевролиты, песчаники, фельзиты, туфы [8, 9]. С целью петрографического и геохимического изучения отобраны образцы галек плагиогранитов и кварцевых
диоритов из конгломератов нижней части разреза свиты, залегающих на правом берегу р. Баян-Кол в интервале точек с координатами Ы51°37.467' Е93°33.619' - Ы51°36.679' Е93°33.772' (рис. 2, участок 1). Здесь же из пачки известняков для палеонтологического изучения отобран образец Бнк-5 (Ы51°37.733' Е93°33.730').
Конгломераты представлены также в верхней части разреза баянкольской свиты [8, 9], в частности, на левом берегу р. Енисей, напротив устья р. Баян-Кол. Известняки, а также кремнистые породы слагают здесь гальку, валуны и более крупные - глыбовые обособления; среди карбонатных галек и валунов нередко встречаются онко-литовые и археоциатовые разновидности [12]. Для пале-
онтологических исследований на участке 2 (рис. 2) в точке с координатами Ы5Г33.487' Е93°32.122' отобраны образцы микрофитолитовых известняков Бнк-10/10 и Бнк-13/10, слагающие окатанные валуны диаметром 20-30 см в конгломератах. Отметим, что в данном районе откарти-ровано тело серпентинитового меланжа мощностью 200300 м (рис. 2), которое ранее выделялось в качестве от-тукдашской метаморфической толщи возможно докем-брийского возраста, залегающей в ядре антиклинальной структуры [9]. Меланж насыщен блоками и глыбами различных пород, в том числе: кремней, диабазов, габбро, известняков, мраморов, кварцитов, амфиболитов, серпен-тинизированных перидотитов, алевролитов ([12], наши данные).
Рис. 1. Геодинамическая схема Тувы и сопредельных территорий (составлена на основе данных [2, 4] и с учетом данных [5]):
1-2 - наложенные ассоциации: 1 - рыхлые отложения кайнозойских впадин; 2 - терригенные отложения юрских мульд; 3 - магматические и осадочные ассоциации девонских рифтогенных прогибов; 4 - кембрий-силурийские турбидиты континентальной окраины; 5 -преимущественно турбидитовые аккреционные призмы; 6-10- структурно-вещественные комплексы У2-ех системы островная дуга -задуговый бассейн: 6 - преддуговые терригенные, 7 - задуговые вулканогенные и терригенно-вулканогенные, 8 - островодужные осадочно-вулканогенные и вулкано-плутонические, 9 - нерасчлененные островодужные, 10 - пред- и задуговые офиолитовые аллохтоны, хаотические комплексы; 11 - метаморфические комплексы; 12 - докембрийские микроконтиненты; 13 - Сибирский кратон; 14 - главные постаккреционные разломы (а) и надвиги (б); 15- границы: а - структурных зон, б - государственная; 16- названия структурноформационных подразделений Таннуольско-Хамсаринской островодужной системы: преддуговой Саяно-Тувинской группы структурно-формационных зон: Кш - Куртушибинская и Х-С - Хемчикско-Сыстыгхемская; островодужной Таннуольско-Хамсаринской группы зон, в том числе Ондум-Таннуольской зоны: Та - Таннуольская подзона, Он - Ондумская подзона; Хс - Хамсаринская зона; задуговой Восточно-Тувинской группы зон: Аг - Агардагская, Кх - Каахемская, Уо - Улугойская, Хр - Харальская, Кб - Карабельдырская,
Уб - Убсунурская, Ао - Агойский метаморфический террейн
Рис. 2. Схематическая геологическая карта района нижнего течения р. Баян-Кол (составлена с использованием данных крупномасштабной геологической съемки А.Н. Павлова и др. (1965), Н.С. Анастасиева и др. (1967)): 1 - четвертичные отложения;
2- юрские песчаники, алевролиты; 3 - карбоновые песчаники, алевролиты, туффиты; 4 - девонские эффузивы, пестроцветные терригенные отложения; 5-6 - девонские субвулканические комплексы: 5 - гранит-порфиры, 6 - базиты; 7 - силурийские песчаники, алевролиты; 8 - ордовикские конгломераты, песчаники, алевролиты; 9-12 - нижнекембрийская баянкольская свиты: 9 - песчаники, алевролиты, 10 - кремнистые отложения, 11 - известняки, 12 - конгломераты; 13 - серпентинитовый меланж (а), предполагаемая граница серпентинитового меланжа под четвертичными отложениями по данным магнитной съемки (б); 14 - разломы;
15 - элементы залегания слоев; 16 - участки работ
Вещественный состав изученных образцов
Образцы плагиогранитов из обломков конгломератов баянкольской свиты характеризуются мелкосреднезернистой (0,5-2,5 мм), гипидиоморфнозерни-стой, участками гранофировой структурой, состоят из кварца (30-35%), обычно зонального плагиоклаза и альбита (~60%), хлорита и эпидота, замещающих первичный темноцветный минерал (< 5%), а также акцессорных апатита и рудного минерала (< 1%). Встречаются образцы катаклазированных, сцементированных кальцитом, плагиогранитов (обр. Бнк-6/2д). Образец кварцевого диорита имеет мелкозернистую (0,30,5 мм) гипидиоморфнозернистую, участками пойки-литовую структуру, состоит из кварца (15-20%), зонального среднего плагиоклаза (55%), хлорита (15%), карбоната (10%), акцессориев - сфена, апатита, рудного минерала (доли %).
Плагиограниты и кварцевый диорит из галек конгломератов баянкольской свиты характеризуются очень низкими содержаниями К20 (0,35-0,88 мас.%) и низкими суммарными содержаниями щелочей (4,35-5,93 мас.%) (рис. 3, табл. 1). Спектры распределения редкоземельных элементов (РЗЭ), нормированные по хондриту, для исследованных образцов показывают в целом более низкие содержания в них РЗЭ по сравнению с базальтами
Ы-МОЫВ и преобладание тяжелых лантаноидов над легкими и средними (Ьам/УЬм = 0,4-0,6, GdN/YbN = 0,61,0); по характеру распределения РЗЭ исключение составляет один образец плагиогранита Бнк-6/2б (ЬаЫ^ЬЫ = 1,0) (рис. 4). На спектрах распределения микроэлементов, нормированных по примитивной мантии, для всех образцов отмечается наличие отрицательных аномалий ЫЬ, Та, Т1 и положительных аномалий Ва, и, К, РЬ (рис. 4), что типично для магматитов, образованных в надсубдукционной геодинамической обстановке. Изученные образцы в целом имеют довольно специфический состав - подобное Ы-МОЫВ распределение РЗЭ и геохимические «надсубдук-ционные метки», что резко ограничивает количество возможных вариантов коренных источников их сноса и, по существу, указывает на единственный наиболее реальный источник - поздневендско-раннекем-брийскую островодужную диорит-тоналит-плагиогра-нитную ассоциацию Ондумской подзоны (см. ниже).
В образцах известняков Бнк-10/10, Бнк-13/10 из обломков конгломератов баянкольской свиты (рис. 2, участок 2) определены микрофитолиты Osagia 1епиШаше11а1а, О. со1ишпа1а уаг ovsianika и Osagia sp. В образце Бнк-5 из известняка баянкольской свиты (рис. 2, участок 1) определены известковые водоросли Epiphyton scapu1um (табл. 2, фиг. 1), микростроматоли-
ты (табл. 2, фиг. 5), а также археоциаты няков, слагающих обломки в конгломератах баянколь-
ЫоЛогошуаШш татски (табл. 2, фиг. 2). Эти данные ской свиты. Этому заключению не противоречат
свидетельствуют о раннекембрийском возрасте извест- находки микрофитолитов.
5Ю,
35
45
85
О 1
ж 2
Рис. 3. Вариационные диаграммы Харкера для плагиогранитов и кварцевого диорита из обломков конгломератов баянкольской свиты (1) и диорит-тоналит-плагиогранитных островодужных комплексов (Уг-С^ Ондумской подзоны (2).
Использованы данные табл. 1 и [13]
Содержания петрогенных (мас.%) и микроэлементов (г/т) в образцах плагиогранитов и кварцевого диорита из обломков конгломератов баянкольской свиты
Обр. Бнк-6/11а Бнк-6/2е Бнк-6/2д Бнк-6/2а Бнк-6/2б Кп-428
кд пг пг пг пг пг
бю2 59,43 71,84 76,00 76,73 77,88 76,22
ТЮ2 0,63 0,18 0,22 0,18 0,22 0,17
А12О3 16,43 11,83 11,22 11,49 11,29 12,06
Ре2О3 9,79 7,71 3,84 3,50 1,10 4,43
МпО 0,22 0,07 0,04 0,03 0,05 0,07
MgO 3,81 0,45 0,45 0,46 0,31 0,15
СаО 5,23 1,96 2,24 1,67 3,45 1,45
Ыа2О 3,87 5,06 5,60 5,51 4,89 4,98
К2О 0,48 0,88 0,35 0,39 0,78 0,44
Р2О5 0,11 0,03 0,04 0,03 0,04 0,04
ппп 5,01 1,05 2,30 2,11 3,36 0,28
I 100,19 100,18 100,17 100,12 100,12 100,22
Cs 0,66 0,38 0,18 0,16 0,38 -
И> 5 13 4 4 9 8
Бг 210 79 59 71 86 58
Y 19,3 20,6 17,9 11,5 11,3 25,4
гг 27 91 87 42 42 65
ЫЬ 0,42 0,88 1,57 0,92 0,39 1,27
Ва 100 112 58 48 62 345
Ьа 2,26 2,90 1,34 1,22 2,04 1,78
Се 6,28 7,95 3,34 3,40 5,02 2,23
Рг 0,99 1,30 0,57 0,57 0,82 1,15
Ш 5,40 6,67 2,68 2,95 4,31 6,89
Hf 1,13 3,05 2,55 1,38 1,62 2,13
Бш 2,07 2,22 1,00 1,06 1,34 2,59
Еи 0,71 0,55 0,40 0,44 0,53 1,05
Gd 2,96 2,93 1,48 1,61 1,83 4,08
ТЬ 0,58 0,56 0,33 0,32 0,32 0,71
Оу 3,74 3,97 2,68 2,31 2,06 5,18
Но 0,91 0,96 0,61 0,56 0,46 1,12
Ег 2,48 2,76 2,02 1,71 1,35 3,57
Тш 0,38 0,47 0,34 0,29 0,21 0,53
YЬ 2,54 3,37 2,40 2,14 1,39 3,71
Ьи 0,40 0,55 0,35 0,33 0,23 0,59
Та 0,03 0,06 0,15 0,07 0,03 0,14
РЬ 2,38 1,04 - 0,59 0,53 7,55
ТЪ 0,21 0,60 1,04 0,47 0,32 0,70
и 0,15 0,48 0,41 0,23 0,26 0,45
Примечание. Породы: кд - кварцевый диорит, пг - плагиогранит. Содержания петрогенных окислов пересчитаны на 100% сухого остатка. Петрохимические анализы получены методом РФА в Институте геохимии СО РАН (Иркутск), содержания микроэлементов определены методом ЮР-МБ в Лимнологическом институте СО РАН (Иркутск). Прочерк - элемент не анализировался.
Рис. 4. Нормированные к хондриту и примитивной мантии [14] спектры распределения редких элементов для плагиогранитов и кварцевого диорита из обломков конгломератов баянкольской свиты (А) и диорит-тоналит-плагиогранитных островодужных комплексов (У2-С0 Ондумской подзоны (Б).
Использованы данные табл. 1 и [13]. Серое поле - спектры пород гранитоидов коптинского и байсютского комплексов по [13]
Фототаблица полированных шлифов ископаемых органических остатков в известняках баянкольской свиты
Фиг. 1. Водоросли Epyphyton scapulun Korde, обр. Бнк-5, баянкольская свита.
Фиг. 2. Археоциаты Nochoroicyathus mariinskii Zhur., обр. Бнк-5, баянкольская свита.
Фиг. 3. Микрофитолиты Osagia columnata Reitl., обр. Онд-2/10, ильчирская свита, Ондумская подзона.
Фиг. 4, 6. Микрофитолиты: 4 - Osagia columnata var. ovsianica Yaksh., обр. Бнк-10/10 баянкольская свита; 6 обр. Бнк-13/10, баянкольская свита.
Фиг. 5. Микростроматолиты обр. Бнк-5, баянкольская свита.
Osagia tenuilamellata Reitl.,
Источники сноса обломочного материала
Магматические породы и корреляция геохимических данных. Для корреляции по геохимическому составу обломков плагиогранитов и кварцевого диорита из конгломератов баянкольской свиты с их возможными коренными источниками сноса были использованы
опубликованные [13] и авторские (табл. 1, обр. Кп-428) данные по гранитоидам Ондумской подзоны (рис. 5). Ранее в Ондумской подзоне среди гранитоидов танну-ольского комплекса выделялся фациальный тип, который объединял породы кварцево-диоритового, тонали-тового и плагиогранитного, частично гранодиоритового, состава [15].
Рис. 5. Схематическая геологическая карта Ондумской подзоны Таннуольско-Хамсаринской островодужной зоны (составлена с использованием данных [13, 15, 16]: 1 - рыхлые отложения (N-0); 2- песчаники, алевролиты (I); 3- кислые эффузивы (Б);
4 - песчаники, известняки (Б); 5 - базальты, туфы, песчаники, известняки ильчирской свиты (€1); 6 - дациты, риолиты, туфы, реже базальты и андезиты ондумской свиты ^-€1); 7- меланжево-олистостромовая ассоциация Каахемской подзоны; 8 - граниты, лейкограниты (Б^; 9-10 - син- и постколлизионные интрузивные ассоциации (€з-Оз): 9 - диорит-тоналит-плагиогранитная, 10 -перидотит-габбровая; 11 - габбро-монцодиорит-граносиенитовый зубовский комплекс (С2); 12 - островодужная диорит-тоналит-плагиогранитная ассоциация (коптинский и байсютский комплексы, У2-С1); 13 - гипербазиты; 14 - мраморы, кварц-биотит-кордиеритовые, кварц-плагиоклаз-пироксеновые сланцы (тектонические окна Тувино-Монгольского массива); 15 - разломы; 16 - участки работ
Позднее часть этих гранитоидов рассматривались в составе раннекембрийского (дотаннуольского)
майнского плагиогранитного комплекса [17] по аналогии с аккреционно-островодужными плагиограни-тоидами Западного Саяна, Кузнецкого Алатау и Горной Шории [18], а в последние годы, на основе геохимических, изотопных и геохронологических данных, вместо майнского были выделены островодужные коптинский (У2) и байсютский (€1) диорит-тоналит-плагиогранитные комплексы [13, 19]. Породы
коптинского и байсютского интрузивных комплексов прорывают кислые вулканиты ондумской (туматтай-гинской) вулканогенной свиты, возраст которой соответствует верхам венда - низам нижнего кембрия [20, 21]. Кислые эффузивы ондумской свиты и гранитоиды коптинского и байсютского комплексов характеризуются одинаковым возрастом и петрогеохимическим составом, что дает основание рассматривать их в качестве единой островодужной вулкано-плуто-нической ассоциации ([13, 19], наши неопу-
бликованные данные).
В целях корреляции нами были использованы опубликованные данные о геохимическом составе пород поздневендско-раннекембрийских островодужных интрузивных комплексов (коптинского и байсютского) Ондумской подзоны [13]. Отметим, что по петрографическому, геохимическому и Бш-Ш изотопному составу породы названных двух комплексов не имеют принципиальных отличий между собой [13]. Авторские данные представлены образцом Кп-428, который характеризует массив плагиогранитов байсютского комплекса на левобережье р. Копто (рис. 5, участок 3). К дотаннуольскому интрузивному комплексу этот массив был отнесен по результатам геологической съемки масштаба 1:50 000 [17]. Образец Кп-428 по структуре и минеральному составу практически не отличается от плагиогранитов из обломков конгломератов баянколь-ской свиты, однако, в отличие от последних, где первичные темноцветные минералы не сохранились, в образце Кп-428 встречается бурый биотит (1-2%), частично замещенный эпидотом и акцессорным сфеном (доли %).
На диаграммах Харкера (см. рис. 3) и спайдерграм-мах (см. рис. 4) видно, что плагиограниты и кварцевый диорит из обломков конгломератов баянкольской свиты и породы диорит-тоналит-плагиогранитных остро-водужных комплексов (коптинского и байсютского) Ондумской подзоны по петрохимическому составу, уровню концентраций микроэлементов и характеру их распределения не различаются.
Карбонатные породы и корреляция палеонтологических данных. В Ондумской подзоне на вулканогенной ондумской свите (V2-G1) с размывом залегает ильчирская (ранее выделявшаяся как тапсинская) вул-каногенно-терригенно-карбонатная свита с обильным комплексом скелетной фауны санаштыкгольского горизонта [20] (рис. 5). Нижняя часть разреза ильчирской свиты мощностью 200-700 м состоит из туфогенных пород с линзами рифогенных известняков. Верхняя часть свиты сложена известняками мощностью 700-
1 300 м [20] и редкими покровами базальтов. Из верхней карбонатной части разреза ильчирской свиты для палеонтологических исследований отобраны образцы известняков с микрофитолитовой фауной (обр. Онд-2/10, 0нд-4/10, 0нд-6/10, 0нд-3/10) (рис. 5, участок 4) Во всех этих образцах определены микрофитолиты Osagia columnata, O. tenuillamellata, O. columnata var ovsianica и Osagia sp (табл. 2), т.е. все три вида микрофитолитов, выявленных в карбонатных обломках конгломератов баянкольской свиты, присутствуют и в известняках ильчирской свиты. Таким образом, в преддуговых отложениях баянкольской свиты и известняках ильчирской свиты Ондумской островодужной подзоны, обнаружена единая ассоциация микрофитолитов (табл. 2, фиг. 3, 4, 6). В Алтае -Саянской складчатой области данные микрофитолиты наиболее широко распространены в верхневендских-нижнекембрийских отложениях и неизвестны в рифее.
Обсуждение результатов и заключение
Представленные данные свидетельствуют в пользу того, что коренные источники сноса обломков плагио-гранитов, кварцевых диоритов и известняков в конгломератах нижнекембрийской баянкольской свиты располагаются в Ондумской подзоне Ондум-Тан-нуольской островодужной зоны. В Таннуольской под-
зоне среди карбонатных пород микрофитолитовые разновидности не известны, а кислые интрузивные породы, по сравнению с таковыми из Ондумской подзоны, характеризуются иным геохимическим составом [3]. Вышеизложенное позволяет считать, что фронтальную часть Ондум-Таннуольской островодужной зоны представляла Ондумская подзона, а тыловую - Таннуоль-ская подзона.
Баянкольская свита накапливалась в середине раннего кембрия в преддуговом бассейне, который, видимо, непосредственно примыкал к геоморфологически выраженным островодужным постройкам Таннуоль-ско-Хамсаринской островной дуги, сложенным вулканитами У2-С1 вулкано-плутонической ассоциации существенно кислого состава. К середине раннего кембрия произошло, видимо, поднятие островодужной зоны, в результате чего на уровень эрозии были выведены плутонические породы указанной вулканоплутонической ассоциации, дезинтеграция которых привела к появлению обломков соответствующего состава в конгломератах баянкольской свиты. Нам, к сожалению, не встретились обломки кислых эффузивов в конгломератах баянкольской свиты, однако они отмечались другими исследователями [8, 9]. Отметим также, что процесс поднятия островодужной зоны подтверждается стратиграфическим несогласием в основании ильчирской свиты и несогласиями в основании формационных аналогов этой свиты, в том числе в Таннуольской подзоне (ирбитейская свита), Агардаг-ской подзоне (теректигская толща) [3].
Источником сноса изученных нами обломков мик-рофитолитовых известняков в конгломератах верхней части баянкольской свиты, являлись, скорее всего, известняки ильчирской свиты, которые располагались на гипсометрически наиболее высоких уровнях структур ТХОС, прилегающих к преддуговому бассейну.
Отложения баянкольской свиты, видимо, не имеют отношения к формированию ассоциирующей с ней тела серпентинитового меланжа, поскольку литологический состав отложений свиты и меланжа существенно различается. Эти два структурно-вещественных комплекса преддуговой зоны были тектонически совмещены в ходе кембро-ордовикских аккреционных процессов и формирования Тувинского рифтогенного прогиба.
ЛИТЕРАТУРА
1. Зоненшайн ЛП, Кузьмин МИ, Натапов ЛМ. Тектоника литосферных плит территории СССР. М. : Недра, 1990. Т. 1. 325 с.; Т. 2. 334 с.
2. Берзин НА, Кунгурцев ЛВ. Геодинамическая интерпретация геологических комплексов Алтае-Саянской области // Геология и геофизика.
1996. Т. 37, № 1. С. 63-81.
3. Монгуш А А, Лебедев ВИ, Ковач В .П. и др. 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.
4. Berzin N.A. Preliminary terrane and overlap assemblage map of Altay-Sayan region // Preliminary publications book 1 from project on mineral re-
sources, metallogenesis, and tectonics of Northeast Asia / еditors W.J. Nokleberg et al. Open-File Report 99-165. U.S. Department of the Interrior, U.S. Geological Survey. 1999.
5. Симонов В А., Зайков ВВ., Котляров АВ, Тереня Е.О. Петролого-геохимические особенности и палеогеодинамика кембрийских магматиче-
ских комплексов Восточной Тувы // Вестник Томского государственного университета. Сер. Науки о Земле. Приложение : материалы науч. конф. «Проблемы геологии и географии Сибири» (2-4 апреля 2003 г.). 2003. № 3 (III). С. 189-191.
6. Бухаров Н.С. Особенности состава и химизма вулканитов венда - раннего кембрия в структурах салаирид Тувы и их перспективы на колче-
данно-полиметаллическое оруденение // Материалы по геологии Тувинской АССР. Кызыл : Тувинское книжное издательство, 1981. Вып. 5. С. 64-77.
7. Монгуш АА. Схема тектономагматической эволюции поздневендской юной островной дуги (Тува, Западный Саян) // Геодинамическая эво-
люция литосферы Центрально-Азиатского подвижного пояса (от океана к континенту) : материалы совещания. Иркутск : Институт земной коры СО РАН, 2011. Вып. 9. С. 149-151.
8. Геология СССР. Тувинская АССР. М. : Недра, 1966. Т. XXIX, ч. I. 460 с.
9. Щеглов АП, Волков ВВ. Очерк стратиграфии кембрийских отложений Тувы // Кембрийская тектоника и вулканизм Тувы. М. : Наука, 1970.
С.7-35.
10. Зайцев Н.С. Кембрий Тувы // Геология и геофизика. 1960. № 7. С. 12-23.
11. Владимирский ГМ., Задорожная НМ. Биостратиграфия нижнего кембрия Алтае-Саянской складчатой области. М. : Наука, 1964. С. 61-72.
12. Берзин НА. Меланжево-олистостромовая ассоциация Хемчикско-Систигхемской зоны Тувы // Главные тектонические комплексы Сибири.
Новосибирск : ИГиГ СО АН СССР, 1979. С. 104-129.
13. Руднев СН, Владимиров А.Г., Пономарчук В А. и др. Каахемский полихронный гранитоидный батолит (Восточная Тува): состав, возраст,
источники и геодинамическая позиция // Литосфера. 2006. № 2. С. 3-33.
14. Sun S.S., McDonough W.F. Chemical and isotopic systematks of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes. Magmatism in the ocean basins / еds. A.D. Saunders, M.J. Norry. Geol. Soc. London. Spac. Publ. 1989. Vol. 42. P. 313-346.
15. Дистанова АН. Строение плутонов и особенности состава раннепалеозойских гранитоидов Каахемского района Восточной Тувы // Магма-
тические комплексы складчатых областей юга Сибири. Новосибирск : Наука, 1981. С. 24-62.
16. Геологическая карта Тувинской АССР. Масштаб 1:500 000. Л. : ВСЕГЕИ, 1983.
17. Ковалев П.Ф., Кужугет К.С., Монгуш А А. Нижнепалеозойские интрузивные комплексы Центральной Тывы // Геология и полезные ископаемые Красноярского края. Красноярск : КНИИГиМС, 1999. С. 172-182.
18. Дистанова АН. Раннепалеозойские гранитоидные ассоциации Алтае-Саянской складчатой области: их типы и индикаторная роль в палео-
магнитных реконструкциях // Геология и геофизика. 2000. Т. 41, № 9. С. 1244-1257.
19. Руднев С.Н., Владимиров А.Г., Пономарчук В А. и др. Возрастные рубежи и геодинамическая природа Каахемского полихронного батолита
(Восточная Тува) // ДАН. 2004. Т. 399, № 4. С. 506-512.
20. Бухаров Н.С. О стратиграфии венд-раннекембрийских отложений бассейна рек Тапса, Черби, Ондум (Центральная Тува) // Материалы по
геологии Тувинской АССР. Кызыл : Тувин. кн. изд-во, 1981. Вып. 5. С. 58-63.
21. Краевский Б.Г., Сосновская ОВ. Проблема возраста древних вулканогенных толщ Тувы // Региональная геология. Стратиграфия и палеонтология докембрия и нижнего палеозоя Сибири. Новосибирск : СНИИГГиМС, 2010. С. 36-42.
Статья представлена научной редакцией «Науки о Земле» 21 декабря 2012 г.
