Современные гайоты – подводные вулканические плато и острова (симаунты) – образуются на океаническом фундаменте в виде вулканов со срезанными плоскими вершинами, обычно окруженных барьерным коралловым рифом (Онтонг-Джава, Кастор, Бувэ, Кергелен и др.). Они широко представлены в пределах океанических котловин Тихого, Индийского, Атлантического океанов и связанных с ними осадочных бассейнов [Morgan, 1971; Nur, Ben-Abraham, 1982; Sorokhtin, Ushakov, 1991; Zonenshain, Kuzmin, 1993; Condie, 2001; и др.] (рис. 1). В основании гайотов может обнажаться первый слой океанической коры, сложенный базит-ультрабазитовой ассоциацией пород верхней мантии. При воздействии термальных мантийных плюмов (горячих точек) возникают очаги кумулятивных и расслоенных габбро с подводящими каналами дайковых комплексов, по которым происходит извержение толеитовых базальтов и при продвижении фронта магмообразования вверх формируются щелочные и субщелочные базальты OIB‑типа, а также породы дифференцированной вулканической серии известково-щелочного ряда. В это же время в пределах постройки гайота обычно накапливаются кремнисто-карбонатные отложения и образуются барьерные рифы, что приводит к гравитационному (изостатическому) погружению гайота и попаданию его в зону субдукции океанической плиты, где эти постройки подвергаются дальнейшим преобразованиям. Древние аналоги современных океанических островов были выделены в структурах Центрально-Азиатского складчатого пояса (ЦАСП), образовавшегося при закрытии Палеоазиатского океана (ПАО) в результате эволюции южной и юго-западной окраин Сибирского палеоконтинента (Джидинская, Баянхонгорская, Озерная, Горноалтайская, Кузнецко-Алтайская и др.).

Одной из наиболее изученных и интересных по набору разнообразных океанических комплексов является Джидинская система. Значительная часть ее находится на территории Северо-Западной Монголии и Алтае-Саянской области ЦАСП (рис. 2). Исследование структур Джидинской зоны проводилось в течение довольно длительного времени (с конца 1970-х гг.) сотрудниками Геологического института СО РАН совместно с учеными Института геохимии СО РАН, Института геологии и минеральных ресурсов Монголии, Института земной коры СО РАН, Института геологии и минералогии СО РАН и других организаций. На основании результатов геологических, петролого-геохимических и палеомагнитных исследований выделены главные океанические и островодужные структурно-вещественные комплексы: фрагменты офиолитов, энсиматической островной дуги, палеогайотов, осадочных бассейнов, аккреционно-коллизионных и внутриплитных интрузивных комплексов [Gordienkо, 1987, 1994, 2003; Kuzmin et al., 1995; Al’mukhamedov et al., 1996, 2001; Belichenko et al., 1996; Gordienkо et al., 2006, 2007, 2015, 2018; Simonov et al., 2014; Elbaev et al., 2018; и др.]. В настоящее время наши исследования в Джидинской зоне продолжаются. Особое внимание сосредоточено на более детальном изучении механизмов формирования эдиакарий-палеозойских структурно-вещественных комплексов палеогайотов и субдукционного магматизма ранней и поздней стадий развития Джидинской энсиматической островной дуги. Некоторые новые результаты этих работ с учетом исследований других ученых по древним гайотам и связанным с ними внутриплитным структурам океанической литосферы Центрально-Азиатского складчатого пояса предлагаются вашему вниманию впервые.

В Джидинской островодужной зоне ПАО, образованной по палеомагнитным данным на значительном удалении от окраины Сибирского континента, выявлен разрез эдиакарий-раннекембрийской офиолитовой ассоциации, а также разнообразные внутриплитные и островодужные вулканические комплексы. Внутриплитный магматизм представлен крупными палеогайотами океанических островов и плато. Островодужные комплексы сложены дифференцированными вулканическими ассоциациями андезитов, дацитов и риодацитов толеитового ряда, туфогенно-осадочными породами энсиматической островной дуги, преддугового и задугового осадочных бассейнов, а также габбро-диорит-тоналит-плагиогранитной ассоциацией пород повышенной основности, завершающей формирование островодужной системы [Al’mukhamedov et al., 1996; Metelkin, 2013; Gordienko et al., 2006, 2007, 2018].

В эдиакарии – раннем кембрии океаническая кора ПАО субдуцировала под островные дуги, что привело к перемещению рожденных во внутренних частях океана подводных вулканических гор и островов (палеогайотов). Это подтверждается палеомагнитными данными по пиллоу-лавам в изученной Джидинской островной дуге [Gordienko, Mikhal’tsov, 2001]. Были установлены две обособленные группы палеомагнитных полюсов. Первая соответствует субщелочным базальтам (типа WPOIB) Эгийнгольско-Ивановского покрова, которые мы отождествляем с Джидотским палеогайотом. Согласно палеомагнитным данным, он в течение эдиакария – раннего кембрия испытывал субмеридиональный дрейф от 20.6 до 15.6° ю.ш. Вторая группа полюсов отвечает толеитовым базальтам (типа Е-MORB) Ургольско-Баянгольского покрова. Их мы связываем с Баянгольским гайотом, который в то время располагался на 20.3–19.2° ю.ш. и также был перемещен в зону субдукции Джидинской островной дуги, причем субщелочные базальты концентрируются в разрозненных палеоширотах, что свидетельствует о субмеридиональном направлении движения океанической плиты ПАО во время роста построек палеогайотов в субдукционную зону Джидинской островной дуги (рис. 3). Эти палеомагнитные данные использовались нами и другими исследователями в реконструкциях неопротерозой-раннепалеозойских островных дуг и гайотов, опоясывающих Сибирский континент. Структуры палеогайотов формировались под влиянием мантийных плюмов на океаническую кору, с образованием океанических базальтовых плато и внутриплитных океанических островов. В последующем на эти структуры были наложены типично островодужные структурно-вещественные ассоциации [Kazansky, 2002; Metelkin, 2013; Gordienko, 2019, 2023].

Среди эдиакарий-раннепалеозойских структурно-вещественных комплексов (СВК) Джидинской островодужной системы детально изучены Джидотский и Ургольский палеогайоты, которые выделены в пределах тектонических структур российской и монгольской части Джидинской зоны.

Структуры Джидотского палеогайота и фрагментов его структурно-вещественных комплексов прослеживаются в пределах российской части Джидинской зоны в виде непрерывной широкой (15–20 км) полосы с юго-востока от границы с Монголией (верховье рек Хасуртый, Уленги, Шабартая, Юхты) до среднего течения рек Дунда-гола, Дархинтуя, Нуда, Ури-гола, Аригийн-гола, Уийлган-гола и предгорий Хамар-Дабана на северо-западе, на расстояние свыше 90 км (см. рис. 2; рис. 4). На западе Джидинской зоны крупная полоса развития Джидотского палеогайота в верховьях рек Джиды и Нуда контактирует с флишоидным прогибом. Далее к юго-западу параллельно полосе развития Джидотского палеогайота вскрываются островодужные ассоциации пород Бугуриктайского массива с возрастом 560 млн лет [Elbaev et al., 2018].

В составе детально изученного Джидотского палеогайота выделяется три взаимосвязанных и близкоодновременных СВК, которые обнаружены также в других более мелких фрагментах палеогайотов российской части Джидинской зоны (рис. 4, 5).

Первый, нижний, комплекс Джидотского палеогайота слагает океанический фундамент (см. рис. 4). Он представлен крупными массивами серпентинитизированных базит-гипербазитов (Хасуртинский, Убуринкурский, Дархинтуйский, Дундугольский) и более мелкими телами кумулятивных и расслоенных габброидов и связанных с ними разнообразных включений габбро-долеритов, крупных вулканических полей толеитовых базальтов и сопутствующих тел меланжированных мафитовых брекчий. Матриксом меланжа служат тектониты разного состава. В основном это блоки и линзовидные тела гипербазитового и базитового комплексов (дуниты, перидотиты, габбро, габбро-пироксениты, конгломератовидные серпентиниты, листвениты, тальк-карбонатные метасоматиты). Толща мафических брекчий и базитовых включений представляет собой неотъемлемую принадлежность нижних частей разрезов океанической коры палеогайотов.

Второй комплекс Джидотского палеогайота представлен толщей вариолитовых высокохромистых и низкотитанистых толеитовых базальтов (N-MORB) подушечного и трубчатого типа с подчиненным объемом карбонатно-кремнистых отложений (горизонты темных силицитов, микритовых известняков, гиалокластитов), при этом подушечные (вариолитовые) лавы преобладают. Такая форма базальтовых потоков зависит от скорости спрединга в срединно океанических хребтах (СОХ) ПАО [Zonenshain, Kuzmin, 1993]. Толща вариолитовых лав разбита на пластовые и трубчатые медленно- и высокоскоростные потоки, изливающиеся из вулканов размером от первых до многих сотен метров и протяженностью до нескольких километров. Базальты тесно ассоциируют с дайковым комплексом долеритов, родингитизированных габбро, габбро-долеритов и анортозитов эдиакарий-раннекембрийского возраста (рис. 5).

В составе третьего комплекса Джидотского палеогайота выделяется толща пластовых субщелочных базальтов, занимающая основной объем вулканической части гайотов. Она объединяет дифференцированные вулканиты субщелочной оливиновой базальт-гавайит-трахиандезибазальт-трахитовой серии гавайского типа с дайками долеритов и трахидолеритов. В строении толщи преобладают базальтовые пиллоу-лавы (рис. 6).

Схожее строение имеет Ургольский палеогайот, расположенный в приустьевой части р. Ур-Гол Джидинской зоны Северной Монголии. СВК Ургольского гайота Северной Монголии слагают крупную синформу, осложненную рядом более мелких пластин. Основание Ургольского гайота сложено серпентинитовым меланжем с блоками апогипербазитовых серпентинитов, полосчатых и изотропных габбро, габбро-пироксенитов, а также дайками габбро-долеритов и долеритов. Выше залегает толща подушечных лав субщелочных базальтов с характерными толеитовыми микроструктурами и межподушечными пространствами, выполненными гиалокластитами и кремнями. Иногда встречаются редкие дайки долеритов (рис. 7).

По составу породы Ургольского палеогайота представлены в основном базальтами и андезитами субщелочной серии. Для них характерны высокие содержания щелочей, элементов группы LIL (Rb, Ba, Sr) и малоподвижных элементов группы HFS (Zr, Nb). Высокие содержания оксидов титана и фосфора (3.50 и 0.08 мас. %) в отдельных высококремнистых разностях пород (54–56 мас. %) обусловлены процессом дифференциации. С ростом содержания SiO2 в рассматриваемых породах происходит уменьшение содержания кальция, железа, титана и накопление алюминия, что обусловлено более ранней кристаллизацией оливина, шпинели и авгита по сравнению с плагиоклазом. Такой порядок кристаллизации характерен для щелочных базальтов океанических островов. В толще субщелочных вулканитов Ургольского гайота установлены лавовые потоки базальтов, трахиандезибазальтов и различные по генезису типы вулканокластитов. По составу породы толщи в целом близки, но отличаются более высокими содержаниями TiO2 и, соответственно, P2O5. Характерной особенностью пород является ярко выраженный натровый тип щелочности и микроэлементный состав, отвечающий E-MORB. Микститовая толща представлена тектоническими брекчиями базальтов, андезитов, дацит-риолитов и везикулярных гиалокластитов. В олистолитах наблюдались известняки, силициты, субщелочные базальты, габброиды, серпентиниты. Карбонатная толща сложена известняками, доломитами, калькаренитами, мелкообломочными карбонатными конглобрекчиями. В известняках установлен комплекс археоциат и водорослей раннего кембрия.

Выявленные особенности строения структурно-вещественных комплексов Джидотского и Ургольского палеогайотов Джидинской островодужной системы были проинтерпретированы в рамках модели тектонической эволюции ископаемых гайотов. Согласно этой модели на раннем этапе (эдиакарий) на океанической коре происходил рост вулканической постройки гайота, сложенной высокотитанистыми базальтами. В последующем на вершине вулканических поднятий в связи с их отмиранием и «проседанием» формировались рифовые карбонатные постройки верхнего комплекса с прослоями низкотитанистых лав. Разрушение постройки гайота, вероятно, было тесно связано с длительным процессом пластического течения и рассланцевания меланократового фундамента. Подобная модель формирования Джидотского и других палеогайотов Джидинской зоны хорошо согласуется с моделью тектонической эволюции ископаемых гайотов Тянь Шаня [Leonov, 1988].

Изучение петро- и геохимического состава габброидов и базальтоидов офиолитовых комплексов в складчатых областях и вулканитов трапповых провинций Сибирской платформы показало, что среди них выделяется два типа пород – высокотитанистые и низкотитанистые. Первый тип по спектру распределения по отношению к примитивной мантии характеризуется близким к субщелочным высокотитанистым базальтам океанических островов (OIB), второй тип внутриплитных низкотитанистых базальтов развит в надсубдукционных базальтах островных дуг (IAB). В сибирских же траппах высокотитанистые базальты формируются первыми и занимают большие площади по сравнению с последующими извержениями низкотитанистых лав, хотя могут быть и отклонения от этой последовательности. В наших примерах этот принцип используется для оценки источников и глубины плавления мантийных очагов. При анализе распределения элементов на диаграммах важную роль играет наклон кривых нормирования индикаторных элементов и их присутствие в источниках плавления [Ivanov et al., 2024].

Для субщелочных базальтов Джидотского палеогайота характерен комплекс порфировых вкрапленников, представленных преимущественно плагиоклазом и клинопироксеном. С толщей субщелочных базальтов ассоциируют разнообразные вулканокластиты, оолитовые известняки, доломиты, туфотурбидиты и олистостромы с фауной эдиакарских водорослей и кембрийских археоциат. По содержанию и характеру распределения редкоземельных элементов базальты и габбро-долериты Джидотского палеогайота четко разбиваются на две группы (рис. 8, 9, 10). Одна группа базальтов обеднена легкими лантаноидами, в них отношение (La/Yb)N=0.35–0.84, европиевая аномалия не проявлена – Eu/Eu*=0.98–1.04, а сумма редкоземельных элементов (РЗЭ) составляет 26.51–48.19 г/т. Она сопоставима с N-MORB. Вторая группа характеризуется фракционированным спектром РЗЭ (с преобладанием легких лантаноидов), что наглядно иллюстрирует отношение (La/Yb)N=13.96–16.24, отсутствием европиевой аномалии – Eu/Eu*=1.03–1.11 и высоким содержанием титана и редкоземельных элементов (сумма РЗЭ=150–203 г/т), что совпадает с данными по OIB [Simonov et al., 2014; Gordienko, 2019].

На проанализированных диаграммах базальты Джидотского гайота соответствуют в основном типу OIB, располагаясь частично в полях океанических платобазальтов. По характеру распределения редкоземельных элементов большинство графиков по базальтам Джидотского гайота имеет резко отрицательный наклон (с преобладанием легких лантаноидов) и совпадает с данными по OIB (см. рис. 9).

В целом, проанализированные базальтоиды Джидотского палеогайота соответствуют слабо дифференцированным толеитовым базальтам океанического типа (рис. 11). С одной стороны, они близки к толеитовым базальтам СОХ и океанических островов, с другой – к натриевым базальтам щелочно-базальтоидных серий континентальных рифтогенных структур. Следует отметить, что макропорфировые базальтоиды почти все высокотитанистые, а среди афировых и микропорфировых разностей встречаются как высоко-, так и низкотитанистые. По содержанию железа все базальтоиды имеют железистый уклон. По высокому содержанию магния (до 7–8 мас. %) и низкому содержанию глинозема (до 11–13 мас. %) некоторые разности базальтоидов Джидинской зоны отнесены к марианит-бонинитовой серии [Al’mukhamedov et al., 2001; Gordienko et al., 2007; Simonov et al., 2014].

Петролого-геохимические исследования бонинитов Джидинской островной дуги показали их сходство с аналогичными образованиями Идзу-Бонинской островной дуги и дуги Тонга, а субщелочных базальтов джидинских гайотов – с океаническими платобазальтами поднятия Онтонг-Джава и гайота Кастор, а также с палеогайотами Алтае-Саянской области [Dobretsov et al., 2004; Simonov et al., 2004, 2014; Safonova et al., 2011]. Таким образом, на примере Джидинской островной дуги можно проследить все основные этапы ее эволюции от плюмового магматизма c формированием OIB (гайотов), типичного субдукционного магматизма с бонинитами до развитого андезит-риолитового вулканизма с формированием островной дуги [Elbaev et al., 2025].

По соотношению редких элементов, устойчивых при вторичных процессах (Y – Zr, Nb/Y – Zr/Y, Zr/Nb – Nb/Th), базальты Джидотского гайота отвечают в основном OIB типу, располагаясь частично в полях океанических платобазальтов. По характеру распределения редкоземельных элементов большинство графиков базальтов Джидотского гайота имеет резко отрицательный наклон (с преобладанием легких лантаноидов) и совпадает с данными по OIB. Выделенные две группы базальтов отчетливо различаются и по содержанию высокозарядных несовместимых элементов на дискриминационных диаграммах (рис. 11), где первая группа попадает в поле базальтов срединно-океанических хребтов N- и E-MORB типа, а вторая – в поле базальтоидов внутриплитного геохимического типа (OIB).

В Джидинской зоне Северной Монголии, на продолжении построек Ургольского палеогайота к юго-западу, в бассейне р. Баянгол, на левобережье р. Эгийнгол изучена Баянгольская аккреционная призма, сложенная разнообразными гипербазитовыми и базальтовыми ассоциациями пород палеогайота, а также массивов габбро, даек пироксенитов, долеритов, лампрофиров и бонинитов известково-щелочной серии островной дуги [Gordienko et al., 2007; Gornova et al., 2008, 2011; Belyaev et al., 2021] (рис. 12).

Баянгольская (Баянгольско-Нармандальская) аккреционная призма с толеитовыми базальтами и бонинитами представляет собой отдельные блоки тектонического меланжа в пределах крупного аллохтона, показанного на модели формирования Джидотского палеогайота (см. рис. 6). Было установлено, что формирование построек гайотов происходило в конце неопротерозоя – раннем палеозое под действием горячих точек (мантийных плюмов). Это событие было сопряжено с образованием Джидинской энсиматической островной дуги на океаническом фундаменте, где фиксируются неопротерозойские офиолитовые ассоциации, включающие гипербазиты, габброиды, толеитовые и субщелочные базальты и осадочные породы, которые также включены в состав основания палеогайота. В настоящее время они обнаружены в рассланцованном серпентинитовом меланже в виде отдельных ксеноблоков. Позднее их была сформирована базитовая ассоциация пород, состоящая из известково-щелочных базальтов, даек пироксенитов, долеритов, габбро и амфиболовых лампрофиров с ⁴⁰Ar/³⁹Ar возрастом амфиболов 498.9±7.7 млн лет.

Возраст лампрофиров, подверженных зеленокаменным изменениям (эпидотизации и пр.), приближается к 500 млн лет, что сближает его с U-Pb возрастом бонинитов (542 млн лет) [Tomurhuu et al., 2007]. Считается, что эти породы не были связаны с формированием перидотитов [Gornova et al., 2008, 2011; Belyaev et al., 2021].

Ранние базальты толеитового ряда тесно ассоциируют с меланократовым фундаментом, сложенным реститовыми перидотитами, превращенными в серпентинитовый меланж. Вторичные преобразования пород толщи неравномерны и варьируются от зеленокаменных преобразований до зеленосланцевой фации метаморфизма. Базальты толеитовой серии отличаются более низкими содержаниями SiO2 и обычно более высокими концентрациями MgO, сопровождающимися ростом железистости. Вулканиты характеризуются варьирующимися содержаниями SiO2 (48–63 вес. %) и низкими концентрациями TiO2 (менее 0.4 вес. %) по сравнению с субщелочными базальтами. Базальты представлены массивными лавами, лавоагломератами и лавобрекчиями с включениями кремнисто-карбонатного материала. В лавах обнаружены вкрапленники хромшпинелидов, орто- и клинопироксена, редко – плагиоклаза. В толще базальтов обнаружены пироксениты, которые представляют собой линзообразные тела и дайки размерами от 3×4 до 4×8 м с резкими контактовыми поверхностями и зонами дробления мощностью до ~1.5 м.

Для базальтов известково-щелочной серии характерна постоянная относительно высокая (6–10 %) магнезиальность и отсутствие корреляции между содержаниями SiO2 и железа. Базальты имеют порфировую структуру, вкрапленники представлены плагиоклазом и небольшим количеством клинопироксена. Породы сильно изменены и содержат большое количество карбоната. По содержанию главных и редких элементов они подобны бонинитам Идзу-Бонинской островной дуги. С другой стороны, в поведении элементов-примесей эти две серии практически не различаются, исключая более низкие содержания Cr и Ni в толеитах [Gordienko et al., 2007; Gornova et al., 2011; Belyaev et al., 2021].

Присутствие пород двух этих индикаторных петрохимических серий позволяет сопоставлять базальтовую толщу с образованиями ранних стадий развития энсиматической островной дуги. Это хорошо согласуется с присутствием лав бонинитов и базальтов известково-щелочной серии в составе СВК Баянгольско-Нармандальской аккреционной призмы (рис. 12). Здесь бониниты формируют отдельные крупные (сотни метров) тектонические блоки, сложенные в основном мелкопсефитовыми вулканокластитами. По ряду признаков (наличие сортировки и окатанности, резкое преобладание стекловатых разностей) вулканокластиты типизируются как тефроиды. В наиболее крупном теле бонинитовых вулканокластитов присутствуют также фрагменты лавовой залежи с U-Pb возрастом бонинитов 542.1±4.2 млн лет [Tomurhuu et al., 2007]. Базальты толеитовой серии в составе Баянгольской аккреционной призмы формировались так же, как и известково-щелочные вулканиты Джидинской островной дуги, на больших глубинах в результате плавления деплетированных перидотитов мантийного клина, обогащенных субдукционным компонентом. Таким образом, в серпентинитовом меланже Баянгольской аккреционной призмы присутствуют тектонически совмещенные породы, формировавшиеся в разных геодинамических обстановках [Al’mukhamedov et al., 2001; Belyaev et al., 2021].

Фрагменты Южно-Хубсугульского палеогайота вxодят в cоcтав Джидинcкой зоны ЦАСП. В этой зоне обнаpужены и опиcаны поpоды офиолитовыx комплекcов, указывающие на ее океаничеcкую пpиpоду [Ilyin, 1982; Kepezhinskas et al., 1987]. По данным этих иccледований в районе баccейна p. Алаг-Цаpи-Гол, впадающей с юга в оз. Хубсугул, вcкpываютcя вулканические породы с геохимическими параметрами оcтpовной дуги и гайота (рис. 13).

Для выяcнения геодинамичеcкой пpиpоды вулканитов точки их cоcтавов были нанеcены на диcкpиминационную диагpамму [Mullen, 1983], которая показывает, что базальты отноcятcя как к оcтpоводужным толеитам, так и к толеитам cpединно-океаничеcкиx xpебтов (см. рис. 11, в, г). Для конкретизации геодинамических выводов использовались другие классификационные диаграммы [Sun, McDonough, 1989; Tamura et al., 2005; и др.]. Лавовая толща позднего неопротерозоя – pаннего кембpия мощноcтью до 1.5 км учаcтвует в cтpоении интенcивно диcлоциpованного тектоничеcкого покpова площадью около 500 км², надвинутого на западе на песчано-сланцевую толщу с метабазальтами, метаандезитами и метариолитами. Данные вулканиты являютcя нижней чаcтью офиолитового pазpеза и пpедcтавлены толеитовыми базальтами, а в веpxниx чаcтяx pазpеза появляютcя пачки субщелочных базальтов, андезитов и андезидацитов. В южной чаcти лавовая толща ассоциирует с pаccлоенными габбpоидами офиолитов, прорванными тоналит-плагиогpанитовым комплекcом оcтpоводужного типа.

Пpи cxодном cодеpжании петpогенныx компонентов базальты оcтpовныx дуг и океаничеcкиx оcтpовов pезко pазличаютcя по таким элементам, как Nb, Zr. В оcтpоводужныx базальтаx отмечаетcя минимум по cодеpжанию Nb, менее выpаженные Zr- и La-минимумы и небольшой Sr-макcимум. Напpотив, в базальтаx океаничеcкиx оcтpовов cодеpжание Nb, Zr и La повышено в 10–30 pаз отноcительно N-MORB, а количеcтво Sr, наобоpот, понижено. Таким обpазом, пpоведенный pедкоэлементный анализ показывает, что пpотолитом изученныx метабазальтов могли быть породы, фоpмиpовавшиеcя в оcтpовныx дугаx, а также соответствующие фундаменту океаничеcкиx оcтpовов [Medvedev et al., 2008].

Следует подчеркнуть, что изученный pайон являетcя cевеpо-западным фpагментом, отоpванным от основной чаcти Джидотского, Уpгольcкого палеогайотов и Баянгольcкой аккpеционной пpизмы и полосы развития офиолитов в бассейне р. Аригийн-Гол (cм. pиc. 2). Юго-западная чаcть Южно-Хубсугульского палеогайота пpедcтавляет cобой аккpеционную cтpуктуpу, cоcтоящую из cеpии кpутопадающиx тектоничеcкиx плаcтин (шиpина выxодов в cотни метpов и пpотяженноcть несколько километpов), pазделенныx cубмеpидионально оpиентиpованными тектоничеcкими швами. В этом фpагменте палеогайота пpиcутcтвуют почти вcе члены офиолитовой аccоциации. Лавовая толща баccейна p. Алаг-Цаpи-Гол доcтpаивает pазpез и cложена вулканитами cущеcтвенно оcновного cоcтава c пpоcлоями кpемниcтыx туфов и теppигенно-каpбонатныx поpод, превращенных в метаморфические сланцы [Gordienko et al., 2007; Medvedev et al., 2008].

Таким образом, лавовая толща баccейна p. Алаг-Цаpи-Гол Южного Пpиxубcугулья Джидинской зоны Cевеpной Монголии пpедcтавляет cобой аккpеционную cтpуктуpу, cложенную метавулканитами и пеpеcлаивающимиcя c ними терригенными, карбонатными и другими оcадочными поpодами (кpемниcтыми туфами). Pаccмотpенные метавулканиты в оcновном cоcтоят из метабазальтов, pеже – метаандезитов и метариолитов. Пpотолитом изученныx метабазальтов могли быть габброиды, фоpмиpовавшиеcя в фундаменте океаничеcкиx оcтpовов и оcтpовныx дуг. Более поздние тектоничеcкие движения пpивели к обpазованию плаcтин (покровов) вулканогенных пород и их надвиганию дpуг на дpуга. Этим объяcняетcя наxождение вулканитов pазного типа в одниx и теx же плаcтинаx. Имеются основания предполагать, что фрагменты океанической коры, вскрытые в Южно-Хубсугульском палеогайоте, продолжались на юго-запад и сообщались с Баянхонгорской и Озерной зонами.

В Северной Монголии, в пределах Аригийнгол-Джидинской зоны взбросо-сдвиговых деформаций северо-восточного простирания (см. рис. 2), расположена протяженная (свыше 250 км) полоса развития крупных массивов гипербазитов альпинотипного типа [Pinus et al., 1984; Gordienko, 1987], переходящих на российскую территорию бассейна р. Джида, где эта полоса трассирует, по мнению А.В. Ильина [Ilyin, 1982], границу океанической и континентальной области ЦАСП. Один из таких крупных массивов (Эгийнгольский гипербазитовый ареал-плутон) был детально исследован нами в Прихубсугулье в составе офиолитового комплекса, в узле пересечения северо-восточных и субширотных региональных разломов Джидинской зоны каледонид (рис. 14).

Первые данные по гипербазитам Эгийнгольского массива и фрагментам одноименного офиолитового комплекса были получены монгольским геологом Г. Ээнжином [Eengin, 1982] при изучении обнажений гипербазитов в бассейне р. Эгийн-Гол. Им приводится несколько конкретных разрезов. Так, в обнажениях на слиянии рек Цаган-Бургас и Эгийн-Гол (вблизи угольной шахты) описан следующий разрез. В основании разреза вскрывается мощный серпентинитовый меланж меланократового фундамента Эгийнгольского массива, состоящий из глыб и крупных обломков дунитов, перидотитов, гарцбургитов, габбро-пироксенитов, серпентинитов. Выше обнаружен горизонт сланцев олистостромовой толщи мощностью 30–50 м, состоящей из обломков тектонических брекчий, офикальцитов, лиственитов, кремнистых и известково-глинистых сланцев ультраосновных пород с зернами хромитовой руды. Далее вскрываются слои разной мощности пироксенитов, габбро, даек габбро-диабазов и базальтов в рассланцованном тектоническом меланже. В верхней части разреза наблюдаются горизонты рифовых известняков мощностью от 10 до 100 м с фауной археоциат и строматолитов. Подобный разрез рассланцованных серпентинизированных перидотитов описан нами в процессе полевых работ в бассейне р. Барыкту-Гол, левого притока р. Эгийн-Гол. В последующем в границах Эгийнгольского ареал-плутона и его фрагментов на разных уровнях нами и другими исследователями были изучены крупные массивы эгийнгольской группы ультраосновных пород, которые в настоящее время в значительной степени деформированы (разрушены) взбросо-сдвиговыми перемещениями и погружены на глубину. Они представляют собой протяженные линзовидные тела и блоки нижней части океанической коры, перекрытые рассланцованным тектоническим меланжем, состоящим из глыб и обломков перидотитов, серпентинитов, пироксенитов, различных габброидов, даек диабазов, базальтов толеитового и субщелочного типа, кремнистых пород (гиалокластитов) [Ilyin, 1982; Pinus et al., 1984; Kepezhinskas et al., 1987; Gordienko, 1987, 1994; Al’mukhamedov et al., 1996; Gornova et al., 2008, 2009]. Мощность этой части разреза по аналогии с современными офиолитами океанов и островных дуг, по-видимому, достигает нескольких километров [Coleman, 1979].

В разрезах стратиграфически выше мощного деформированного меланократового фундамента, сложенного гипербазитами, залегает расслоенная серия, представленная габброидами. Она сложена главным образом габбро, в которых выявлены многочисленные дайки диабазов, габбро-диабазов, иногда отмеченные и в пироксенитах. В верхах дайковой серии наблюдались крупноглыбовые диабазовые брекчии и крупные блоки агломератовых лав диабазов и разнообразных базальтов (субщелочных и толеитовых) с прослоями зеленых сланцев и кремнистых пород. Мощность лавовой толщи, по-видимому не менее 1500 м [Eengin, 1982; Gordienko, 1987, 2023]. Гипербазитовый массив, лавовая толща и тектонический меланж перекрываются терригенно-карбонатной рифовой толщей с фауной археоциат и водорослей, которые, возможно, входили в состав разрушенного барьерного рифа Эгийнгольского палеогайота. По данным [Eengin, 1982], образование крупных массивов гипербазитов происходило в эдиакарии, так как они перекрыты раннекембрийскими археоциатовыми известняками. Магматические, метаморфические и осадочные породы Эгийнгольского ареал-плутона прорваны разнообразными средневерхнепалеозойскими гранитоидами. Проседание постройки Эгийнгольского палеогайота, вероятно, было связано с медленным и длительным процессом метаморфизма, пластического течения, рассланцевания и латерального расползания базит-гипербазитового фундамента. Подобная модель образования фундамента палеогайота хорошо согласуется с моделью тектонической эволюции ископаемых гайотов Южного Тянь-Шаня [Leonov, 1988] и вполне применима к процессу формирования Джидотского, Ургольского, Баянгольского и Эгийнгольского палеогайотов Джидинской зоны. Эгийнгольский массив офиолитового комплекса сравним с массивами апогарцбургитовых серпентинитов фундамента палеогайотов Озерной зоны Западной Монголии [Zonenshain et al.,1985; Yarmolyuk et al., 2002].

Геохимическими исследованиями среди магматических пород Эгийнгольского массива установлены серпентинизированные перидотиты, гарцбургиты, дуниты, редкие пластинообразные тела базальтов, габброиды и дайки, сложенные амфиболом от эденита до эденитоввой роговой обманки и тремолита. Присутствует высокохромистая шпинель с содержанием TiO2 до 0.32 вес. %. Диапазон вариаций магния (7.6–7.9 мас. %), хрома и железа в шпинели в гипербазитах достаточно высок, что указывает на их реститовую природу. Появление повышенных концентраций титана в шпинелях может быть обусловлено взаимодействием перидотитов с более ранними пироксенитовыми расплавами. Амфиболы, развитые в контактах даек, часто замещают пироксены перидотитов и, по-видимому, являются транспортными каналами базальтовых и бонинитовых расплавов. Клинопироксены из перидотитов характеризуются высокой магнезиальностью, повышенным содержанием CaO и низкими концентрациями Al2O3, Cr2O3, TiO2 и представляют собой, очевидно, реститовые фазы, образовавшиеся в результате плавления мантийного вещества океанической литосферы. Картина распределения РЗЭ в клинопироксенах Эгийнгольского массива похожа на таковые в клинопироксенах из надсубдукционных перидотитов энсиматических островных дуг. Они сопоставляются с горячей точкой Буве абиссальных гарцбургитов и субдукционных офиолитов Идзу-Бонинской и Марианской островных дуг. Вполне возможно, что перидотиты Эгийнгольского массива были сформированы в пределах основания океанических островов и плато. Впоследствии они оказались в зоне субдукции, что привело к формированию слоев офиолитового меланжа с толеитовыми базальтами, а затем известково-щелочных бонинитов островодужного типа [Gornova et al., 2008, 2011].

Эмптуингольский участок фрагментов Ургольского и, возможно, Эгийнгольского палеогайотов расположен по правому борту долины р. Эгиийн-Гол, в бассейне ее правого притока – р. Эмптуин-Гол (см. рис. 2). Эмптуингольский участок изучался нами и сотрудниками Геологического института РАН в 80-е годы прошлого столетия при работах в Советско-Монгольской геологической экспедиции. Данные материалы опубликованы с использованием формационного анализа геосинклинальной концепции образования складчатых областей [Kheraskova et al., 1987]. Эмптуингольский фрагмент палеогайота сложен тектоническими пластинами ультраосновных пород и базальтов, находящимися в аллохтонном залегании. Они отделены друг от друга серпентинитовым меланжем и олистостромами. В их составе выделяются карбонатные, калькаренитовые и флишоидные отложения в ассоциации с толщами толеитовых базальтов и андезибазальтов с примесью кислой пирокластики. Есть основания предполагать тесную связь фрагментов Эмптуингольского участка с развитием Ургольского, Эгийнгольского, Южно-Хубсугульского палеогайотов и островной дуги Джидинской тектонической зоны. В олистолите брекчированных известняков на левом берегу устья р. Ур-Гол ранее была обнаружена фауна археоциат нижнего кембрия [Blagonravov, Zaitsev, 1972]. В последующем подобная фауна была обнаружена в Эгийнгольском комплексе офиолитов [Eengin, 1982].

Завершая общую характеристику строения и тектонического положения раннепалеозойских палеогайотов и их фрагментов на огромной территории Джидинской тектонической зоны (см. рис. 2), следует особо остановиться на тесной ассоциации внутриплитных (палеогайоты) и островодужных (надсубдукционные) образований. Практически среди всех исследованных палеогайотов Джидинской зоны обнаружены совмещенные с ними островодужные вулканические, осадочные и плутонические ассоциации пород. Островодужные вулканические толщи сложены андезитами, дацитами и риолитами толеитовой петрохимической серии с горизонтами карбонатов с фауной археоциат и пирокластических пород, характерных для развитых островных дуг. Изученные андезиты и кислые вулканиты относятся к умеренно титанистой группе (TiO2=0.83–1.34 мас. %). Относительно низкие изотопные ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr отношения (0.7036–0.7038) и положительные величины ɛNd(T) (от +4.2 до +6.4) в средних и кислых вулканитах, по-видимому, унаследованы от ювенильной коры деплетированной мантии, породы которой могли образоваться в результате дифференциации и подъема мантийных расплавов. Впервые получен раннекембрийский U-Th-Pb возраст островодужных дацитов (527±13 млн лет) этой серии [Elbaev et al., 2025] (рис. 15). Все изученные породы характеризуются положительными значениями ɛNd(Т). Это свидетельствует о значительном вкладе деплетированного мантийного источника в их образование или о том, что изотопные значения могли быть унаследованы от ювенильного протолита. Наиболее вероятным механизмом формирования кислых вулканитов является частичное плавление метамагматических пород (амфиболитов) нижней части островодужной коры, которые, в свою очередь, образовались в результате дифференциации мантийных расплавов на ранней стадии развития Джидинской островной дуги.

По своему структурному положению и строению неопротерозой-раннекембрийские палеогайоты Джидинской зоны (Джидотский, Ургольский и др.) хорошо сопоставляются с неопротерозой-раннепалеозойскими палеосимаунтами (палеогайотами) Баянхонгорской и Озерной зон Западной и Центральной Монголии, а также Восточно-Тувинской и Горноалтайской зон Алтае-Саянской области ЦАСП. Эти зоны в последние годы подробно изучены [Dobretsov et al., 2004; Kovalenko et al., 1996, 2005; Zonenshain et al., 1985; Yarmolyuk et al., 2002; Kovach et al., 2005, 2011; Terent’eva et al., 2010; Gordienko, 2023].

Баянхонгорская островодужная система является одной из крупнейших неопротерозой-раннепалеозойских структур Центральной Монголии. Она расположена примерно в 300 км южнее Джидинской зоны и во многом сходна по геологическому строению. Баянхонгорская система входит в состав Южно-Хангайской группы террейнов, расположенных к северу от Байгдарикского докембрийского блока – фрагмента Тувино-Монгольского микроконтинента. Среди магматических пород Баянхонгорской зоны преобладают породы, типичные для океанических лавовых плато и океанических островов. В этой структуре практически отсутствуют осадочные породы с изотопными характеристиками древней континентальной коры [Dergunov et al., 1997; Kovalenko et al., 2005; Kozakov et al., 2008; Terent’eva et al., 2010]. На представленной схеме Баянхонгорской зоны показано геологическое строение ее северо-западной и центральной части, где максимально развиты породы, типичные для океанических плато и островов (рис. 16).

Обобщенный разрез офиолитового комплекса этого участка сложен тектоническим меланжем, состоящим из серпентинизированных метаперидотитов, кумулятивных и расслоенных габбро (Ханулинский и другие массивы) с жильными телами плагиогранитов, трондьемитов и анортозитов, дайковым габбро-долеритовым комплексом и шаровыми пиллоу-лавами базальтов. Первоначально в пределах Баянхонгорской островодужной системы были выделены офиолитовые комплексы и базальты океанических плато с возрастом 665±15 млн лет [Kovach et al., 2005]. Было установлено, что вначале островодужная система развивалась в режиме крупного гайота и только начиная с возраста 570 млн лет она стала существовать в режиме островной дуги. Позднее был определен U-Pb методом возраст плагиогранитов (577±2 млн лет) из расслоенного габброидного комплекса [Terent’eva et al., 2010]. К островодужному комплексу были отнесены базальты N-MORB типа, андезибазальты, андезиты, дациты и их туфы, а также расслоенное габбро с жильными плагиогранитами с возрастом 577±2 млн лет. Возраст филлитов, связанных с офиолитами, определен в 570 млн лет. Такой же возраст имеют жилы трондьемитов, анортозитов и породы сланцево-флишоидно-карбонатной толщи, сформированной в режиме гайота, – 570 млн лет. Возраст плагиогранитов островодужного типа офиолитового комплекса, определенный Pb-Pb методом, составляет 539±1, 545±2 и 474±8 млн лет. Их более молодой возраст указывает на термальные изменения в Sm-Nd изотопной системе в связи с неоднократным проявлением мантийных плюмов.

По геохимическому составу выделенные габброиды, в частности изученный Ханулинский габброидный массив с возрастом 577±2 млн лет, отнесены к надсубдукционным образованиям [Terent’eva et al., 2010]. Таким образом, плюмовый магматизм с образованием океанических плато и островов (гайотов) Баянхонгорской зоны предшествовал островодужному [Kovalenko et al., 2005] (рис. 16).

Геохимические особенности баянхонгорских габброидов и базальтоидов характеризуются средним и высоким содержанием Ti и несовместимых высокозарядных элементов (Nb, Ta, Zr, Hf, Th, U), элементов группы железа и низким содержанием Cs, K, Rb (рис. 17). Трондьемиты и анортозиты в основном низкотитанистые, обогащенные высокозарядными элементами. Эдиакарий-раннекембрийский возраст Баянхонгорской офиолитовой зоны оценен на основании Sm-Nd изохроны, полученной из амфиболового габбро (569±21 млн лет) [Dergunov et al., 1997; Kepezhinskas et al., 1991]. Высокотитанистые базальты в Баянхонгорской зоне имеют довольно высокие величины ювенильных источников (ɛNd(570)=+11.9 и +10.3) и по геохимическим данным занимают промежуточное положение между составами E-MORB и OIB. Гетерогенные мантийные источники имеют состав от деплетированной до обогащенной мантии, что типично для внутриплитного магмообразования океанических островов [Kovalenko et al., 2005].

Озерная островодужная система с крупными фрагментами офиолитовых комплексов и палеогайотов выделена и хорошо изучена среди неопротерозой-раннепалеозойских структур Северо-Западной Монголии. Она продолжает цепочку тектонических сооружений ЦАСП, протягивающихся от Джидинской зоны Юго-Западного Забайкалья, Северной, Центральной и Северо-Западной Монголии до Восточного Саяна, Тувы, Горного Алтая и далее до Кузнецкого Алатау [Gordienko, 2023]. Ниже приводится схема геологического строения фрагментов палеогайота и островной дуги хребта Сейр в пределах Озерной системы Северо-Западной Монголии [Kovach et al., 2011] (рис. 18).

Океанические и островодужные комплексы Озерной системы изучались многими исследователями [Coleman, 1979; Zonenshain et al., 1985; Yarmolyuk et al., 2002; Kovalenko et al., 1996; Tomurhuu et al., 2007; Kozakov et al., 2008; Terent’eva et al., 2010; Kovach et al., 2011; Rudnev, 2013; и др.]. Особое внимание привлекают обнажения пиллоу-лав базальтов хантайширского комплекса западной части Озерной системы. Хантайширский офиолитовый комплекс прослеживается в виде ряда полого шарьированных на юг тектонических пластин пиллоу-лав базальтов, группирующихся в единую полосу (ширина до 10–11 км и длина до 30 км) северо-западного простирания [Gordienko, 2023]. В целом, здесь присутствуют две группы пород, близких по составу [Kovalenko et al., 1996]. К первой группе отнесены магматические породы базит-ультрабазитовой ассоциации с массивами расслоенных габброидов, комплексов даек диабазов, габбро-диабазов c Sm-Nd возрастом 527±43 млн лет и кремнистых отложений. Вторую группу образуют породы дифференцированной базальт-андезит-дацитовой серии с дайками андезитов, долеритов, телами интрузивных гранитоидов с U-Pb возрастом 522±13 млн лет и толщами терригенных (граувакковых) и карбонатных пород. Для базитовой ассоциации первой группы характерны повышенные содержания титана. Для дифференцированной серии отмечается пониженное содержание титана и наличие общего ниобиевого минимума.

Ультрабазиты представлены апоперидотитовыми, аподунитовыми и апогарцбургитовыми серпентинитами, испытавшими полифазную деформацию с образованием серпентинитового меланжа. Гипсометрически и стратиграфически выше ультраосновных пород фундамента залегает расслоенная серия, сложенная пироксенитами и габбро. В габбро выявлены многочисленные субпараллельные дайки диабазов (долеритов, габбро-долеритов). Дайки диабазов сильно сближены и образуют мощную серию пластин, похожую на комплекс параллельных даек Троодосского офиолитового массива на о. Кипр [Coleman, 1979]. Среди даек диабазов выделены афировые, пироксеновые и пироксен-плагиоклазовые разновидности. В верхах дайковой серии наблюдались крупноглыбовые диабазовые брекчии, связанные постепенными переходами с дайками и перекрывающими подушечными пиллоу-лавами диабазов. Последние представляют собой наслоение трубообразных потоков, разбитых на подушки диаметром до 1 м. В верхних частях лавовой толщи появляются агломератовые лавы и прослои кремнистых пород. Мощность лавовой толщи 1000–1500 м [Zonenshain et al., 1985].

По химическому составу подушечные лавы базальтов соответствуют кварцевым толеитам, в то же время в них присутствуют высокотитанистые базальты палеогайота и островодужные низкотитанистые андезиты марианит-бонинитовой серии. В офиолитах Монголии широко распространены породы с повышенными содержаниями Zr, Nb, Ta и других несовместимых элементов, близких к базальтам океанических островов. На представленных диаграммах корреляции концентраций различных химических элементов с (FeO+Fe2O3)/MgO и Zr, Y, Ti хорошо заметно что поля составов изученных пород практически совпадают с полями океанических базальтов различных геодинамических обстановок (рис. 19).

На тройной диаграмме Zr/4 – Y – 2Nb (рис. 20, а) породы Озерной зоны соответствуют E-MORB и N-MORB. На тройной диаграмме Zr – Sr/2 – Ti/100 (рис. 20, б) породы базитовой толщи занимают промежуточное положение между составами срединно-океанических базальтов, толеитовых базальтов примитивных островных дуг и океанических островов [Kovalenko et al., 1996].

Озерная островодужная система с широким участием андезитов, дацитов и бонинитов была сформирована 545 млн лет назад, то есть после образования палеогайота. Аккреция дуги с докембрийскими блоками началась в среднем кембрии (510 млн лет) и закончилась в ордовике (460 млн лет) [Kovach et al., 2011].

Изучение хантайширских офиолитов Озерной зоны позволило сделать вывод о том, что все магматические породы офиолитового комплекса, за исключением гипербазитов, сформировались за счет дифференциации единого магматического очага [Kuzmin et al., 1983; Kuzmin, 1985; Zonenshain et al., 1985]. При этом гипербазиты являлись той вмещающей средой (камерой), где скапливался расплав, а расслоенная серия представляет собой кумулаты, отложившиеся на дне магматической камеры. В верхах очага за счет наращивания кровли камеры образовалось габбро, а дайки и лавы питались из остаточного расплава в центральной части камеры. Офиолиты хантайширского комплекса отвечают по составу океанической коре междуговых окраинных бассейнов, поскольку они перекрыты глубоководными осадками. Выводы названных исследователей по детально изученным офиолитам Озерной зоны имеют принципиальное значение для расшифровки природы других окраинных спрединговых бассейнов ранних палеозоид складчатого обрамления юга Сибирской платформы.

Тувинская островодужная система сформировалась на ранней стадии развития неопротерозой-раннепалеозойских структур ЦАСП в составе следующих зон: Каахемской, Агардакской, Каахемской, Улугойской, Бурень-Ондумской, Хамсаринской [Gordienko, 1987, 2004, 2019; Simonov et al., 2004; Mongush et al., 2011].

Породы вулканических и дайковых комплексов офиолитовой ассоциации Каахемской зоны Восточной Тувы по своим петро- и геохимическим параметрам располагаются в поле толеитовьгх базальтов (E-MORB) задуговых океанических бассейнов. Кроме того, среди них присутствуют аномально обогащенные высокотитанистые базальты, характерные для океанических островов бассейна Вудларк (западная часть Тихого океана) [Simonov et al., 2004]. В Каахемской зоне, как и в бассейне Вудларк, наблюдается обратный ход эволюции базальтового магматизма, то есть при рифтогенезе вначале образуются вулканиты типа АВАВВ, затем ВАВВ и далее NMORB.

В Улугойской зоне после формирования базальтоидов офиолитовой ассоциации в составе оттугтайгинской свиты в нижнем кембрии образовались вулканические гряды, где из вулканов центрального типа происходило извержение базальтов, дацитов, риолитов и их туфов, выделяемых в тумат-тайгинскую свиту. На склонах вулканов, на суше и мелководье в условиях расчлененного вулканического рельефа происходило образование туфогенных и кремнистых пород. Залегающая выше сыынакская осадочно-вулканогенная толща представлена туфоконгломератами, известняками, песчаниками, алевролитами, кремнистыми и углисто-кремнистыми сланцами с горизонтами и линзами андезитов, андезибазальтов и риолитов. Общая мощность островодужной ассоциации Улугойской зоны составляет 4000–4700 м.

В Бурень-Ондумской зоне в эдиакарии – нижнем кембрии образовалась дифференцированная серия андезит-дацит-риолитового состава (ондумская свита) в результате деятельности вулканов центрального типа, возвышающихся над мелководьем, где формировались грубообломочные породы и рифовые постройки. Последние перекрыты туфогенно-карбонатными отложениями субаэрального типа. Мощность всех этих образований составляет 2600–4000 м.

Вулканиты офиолитовой ассоциации Агардакской зоны Южной Тувы по своим характеристикам в основном отвечают N-MORB. Однако среди них есть также высокотитанистые базальты, которые по составу расплавных включений соответствуют внутриплитным базальтам океанических плато и островов (гайотов).

Типичные островодужные ассоциации вулканитов формировались в Хамсаринской зоне Восточной Тувы и юго-западных склонов Восточного Саяна. В верховье р. Хамсары, в бассейне рек Чаваша, Бедыя в эдиакарий-нижнекембрийское время протекала интенсивная вулканическая деятельность. Таким образом, в океанических комплексах Восточной и Южной Тувы наблюдаются вулканические серии, образованные в различных геодинамических обстановках [Bukharov, 1983]. Вначале в условиях возникшего спрединга глубоководного моря происходили трещинные излияния базальтовых и андезибазальтовых лав, сопровождаемых образованием кремнисто-глинистых илов. На втором этапе возникла зона субдукции и образовались вулканы центрального типа, из которых извергались лавы и пирокласты кислого и среднего состава. В условиях расчлененного рельефа на прибрежных мелководных склонах вулканических построек шло накопление вулканокластических пород, алевролитов, сланцев и археоциатовых известняков. На третьем этапе из вулканов центрального типа извергались лавы и пирокласты андезитов. Последние по латерали замещались туффитами и туфопесчаниками. В настоящее время они совмещены в аккреционных призмах и тектонических пластинах. Общая мощность осадочно-вулканогенных отложений хамсаринской серии Восточной Тувы составляет 7000–8000 м.

Восточно-Тувинская островодужная система прекратила свое развитие к началу кембрия, хотя процесс субдукции развивался и позднее, до конца кембрия [Mongush et al., 2011]. В это время островодужная система трансформировалась в активную континентальную окраину, на которой образовались магматические породы как с островодужными, так и с внутриплитными геохимическими параметрами. Островодужные магматические породы представлены базальтами с отрицательными аномалиями по Nb, Ta, Ti и положительными величинами ɛNd(T) от +6.4 до +8.4, а также габброидами и гранитоидами (кварцевыми диоритами) с островодужными метками и возрастом около 563 млн лет.

В Восточной Туве в кембрии – ордовике сформировались габбро-монцонит-граносиенитовые и клинопироксенит-габбровые комплексы (зубовский – 510 млн лет и мажалыкский – 484.2±2.3 млн лет), которые являются продуктами смешения субдукционного и плюмового магматизма. Об этом свидетельствует повышенная щелочность пород, высокие содержания РЗЭ, Nb и Ta, сопоставимые с параметрами OIB [Rudnev, 2013]. Однако типичные симаунты здесь не обнаружены.

Горноалтайская островодужная система является продолжением к северо-западу Восточно-Тувинской островодужной системы (см. рис. 2). Она представляет в настоящее время один из хорошо изученных объектов древней океанической коры ПАО с океаническими островами и энсиматическими островными дугами (рис. 21). По данным [Buslov et al., 1993; Dobretsov et al., 2004; Safonova et al., 2011; и др.] тектоническая структура включает Курайский (Баратальский) и Катунский аккреционные комплексы Кузнецко-Алтайской островной дуги, в составе которых присутствуют неопротерозой-кембрийские высокотитанистые субщелочные и щелочные базальты гавайского типа, реже – толеиты в ассоциации с кремнисто-карбонатными породами склоновых и покровных фаций с фауной нижнего кембрия.

В Курайской зоне Горного Алтая в аккреционной призме наблюдаются фрагменты эдиакарий-кембрийских внутриокеанических островов и примитивной островной дуги с разнообразными по составу базальтами и бонинитами. Выявленный дайковый комплекс по своему химическому составу разбивается на две группы: с океаническими (срединно-океанических хребтов и океанических островов) и с островодужными (островодужные толеиты и бониниты) характеристиками [Dobretsov et al., 2004]. Описанный в Курайской зоне крупный (120 на 40 км) Баратальский палеосимаунт представлен всеми фациальными аналогами современных вулканических островов, состоящих из трех частей (тектонических пластин). Верхняя часть, мощностью около 12 км, представлена кремнисто-карбонатными породами, олистостромовыми комплексами, олистолитами с кремнистыми осадками. Средняя часть сложена подушечными и вариолитовыми лавами базальтов типа OIB и MORB, дайково-силловыми телами диабазов и габбро-диабазов с покровами миндалекаменных субщелочных андезибазальтов с линзами мраморизованных известняков и доломитов, слагающих верхи («шапки») палеогайота. Нижняя часть (фундамент) представлена чешуйчато-меланжевой зоной мощностью около 3 км. В пределах этой зоны в серпентинитовом меланже обнаружены массивные серпентиниты, перидотиты, родингиты, гранатовые амфиболиты, эклогиты, деформированные расслоенные габброиды с дайками габбро-диабазов.

По данным вышеназванных исследователей крупные океанические острова и подводные плато обнаружены также севернее, в Катунской аккреционной зоне Горного Алтая. Катунский палеосимаунт по размерам сопоставим с Баратальским (длиной более 120 км при ширине до 30–40 км) и представлен также тремя типами пород, слагающими отдельные тектонические пластины (от верхней до нижней): 1) верхняя пластина сложена склоновыми фациями известняков, силицитов, глинисто-кремнистых сланцев, доломитов (карбонатная «шапка»); встречаются редкие потоки базальтов; 2) средняя часть представлена высоко- и низкотитанистыми щелочными и толеитовыми базальтами, пакетами даек диабазов, габбро-диабазов, оливиновыми базальтами гавайского типа, их туфолавами и лавокластитами; 3) нижняя пластина сложена слоистыми рифогенными известняками и доломитами с прослоями туфов. Тектонический меланж развит в фундаменте разреза и представлен фрагментами офиолитов, кремнистыми отложениями, базальтами океанического дна, габброидами и сланцами хризотил-антигоритового состава, включающими глыбы гипербазитов и пироксенитов [Dobretsov et al., 2004; Safonova et al., 2011].

Составы магматических пород Курайского и Катунского ареалов соответствуют полям океанических базитов различных геодинамических обстановок. Базальты разделяются на высокотитанистые (TiO2=2.81 мас. %), среднетитанистые (TiO2=1.05 мас. %) и низкотитанистые (TiO2=0.65 мас. %). Разделение базальтов на три группы подтверждается различными концентрациями HFSE и REE и разным отношением Zr/Nb. Эдиакарий-раннекембрийские базальты, ассоциирующие с кремнистыми породами, характеризуются средними концентрациями TiO2 и отношением Zr/Nb, плоскими редкоземельными спектрами базальтов, соответствующими породам срединно-океанических хребтов. Ранне- и среднекембрийские высокотитанистые базальты манжерокской свиты образовались в результате эволюции горячих точек. Они формируют разрезы, представленные базальтами основного тела палеогайота, и чередуются с кремнисто-терригенно-карбонатными породами его склоновых фаций [Dobretsov et al., 2004; Safonova et al., 2011].

На тройной дискриминационной диаграмме Zr/4 – Y – 2Nb породы отчетливо коррелируют с базитами островной дуги и палеогайотов Горного Алтая (С – E-MORB; D – N-MORB) (рис. 22). Здесь, так же как в Джидинской островодужной системе, наблюдаются постепенные переходы от базальтов офиолитовой ассоциации (N-MORB) до субщелочных базальтов океанических островов (E-MORB). Рифтогенные известняки и доломиты эдиакария залегают на базальтах в виде карбонатных «шапок».

В целом, с учетом приведенных данных о составе и строении Джидинской, Баянхонгорской, Озерной, Восточно-Тувинской, Кузнецко-Алтайской зон Центральной, Западной Монголии и Алтае-Саянской области можно сделать вывод о сложной тектонической структуре и генезисе этих зон. Считается, что общая площадь, на которой были распространены магматические породы мантийного происхождения, родственные породам вулканических поднятий и лавовых плато, составляет около 1200000 км² [Kovalenko et al., 1996; Kovach et al., 2011].

Изучение западно-тихоокеанской активной континентальной окраины показало, что субдукционная мантия имеет гетерогенную природу. Ее формирование происходило под влиянием как субдукционных, так и несубдукционных (плюмовых) процессов. Имеется целый ряд работ о связи островодужного магматизма с плюмовым. С. Маруяма с соавторами [Maruyama et al., 2007, 2014] провели детальное исследование западной окраины Тихого океана и показали, что формирование конвергентных границ западно-тихоокеанского типа происходило в условиях взаимодействия континентальной литосферы с горячей областью мантии (рис. 23). Было выделено более 26 мантийных провинций с диаметром ~1000 км. Ширина этой зоны достигает нескольких тысяч километров в поперечнике. Горячие регионы были сформированы как в Восточной Азии вплоть до Байкала, так и в западной части тихоокеанской окраины в результате влияния тихоокеанской океанической плиты. Был выявлен режим трансформного скольжения литосферных плит в областях субдукционного вулканизма, что приводило к формированию субдукционных окон (слэб-виндоу), смене источника в результате внедрения в континентальную литосферу деплетированной океанической астеносферной мантии и формированию обширных полей с внутриплитным магматизмом. Эти процессы поддерживались восходящими мантийными плюмами, образованными на границе ядра и мантии Земли [Yarmolyuk et al., 2002; Gordienko, 2019, 2023; Kuzmin et al., 2021].

Более 60 лет назад в нашей стране были разработаны модели магматической эволюции островных дуг западно-тихоокеанской окраины, которые не потеряли своей актуальности до настоящего времени (рис. 24) [Bogatikov, Tsvetkov, 1988]. Это дало толчок к детальному изучению островодужного магматизма в древних дугах Палеоазиатского, Уральского, Монголо-Охотского и других палеоокеанов. В настоящее время среди древних дуг выделяются примитивные энсиматические дуги и зрелые энсиалические дуги.

По вещественному составу субдукционный магматизм отличается от внутриплитного и характеризуется известково-щелочной дифференцированной серией вулканических пород от базальтов до риолитов, с преобладанием андезитов, при широких вариациях кремнекислотности, щелочности и железистости. В большинстве своем это низкотитанистые, низко- и умеренно-щелочные и высокоглиноземистые образования. Редкими, но характерными членами островодужных ассоциаций являются бонинитовая (марианитовая), адакитовая и шошонит-латитовая серии. В настоящее время геохимия этих процессов в островодужных системах и на активных континентальных окраинах изучена довольно подробно, особенно в пределах Курило-Камчатской системы и Сихотэ-Алинского вулканического пояса [Kuzmin, 1985; Bogatikov, Tsvetkov, 1988; Avdeiko et al., 2001; Bogatikov et al., 2010; Dobretsov, 2010; Dobretsov et al., 2012; Martynov, Khanchuk, 2013]. В частности, было установлено, что в энсиматических примитивных вулканических дугах в результате адиабатического перехода амфиболизированных базитов и ультрабазитов субдуцируемой океанической плиты в кварцевые эклогиты на глубине 60–70 км высвобождается около 2–5 % воды, которая, поднимаясь вверх, вызывает ее частичное плавление и появление инициальных толеитовых магм с очень низким содержанием РЗЭ (меньше, чем в N-MORB). Повторное проплавление субдуцируемой внутриокеанической плиты приводит к появлению более деплетированных надсубдукционных бонинитовых расплавов [Sklyarov et al., 2016].

Изучение очагов вулканогенных пород вулканов Ключевского, Безымянного и Камень на Камчатке свидетельствует о том, что их родоначальными расплавами являлись пикриты (MgO 13–14 мас. %) с предельным насыщением SiO2 (45–50 мас. %), высоким содержанием H2O (2.2–2.9 мас. %) и несовместимыми элементами (Sr, Rb, Ba, Hf). При этом четвертичные базальты и андезиты островных дуг часто близки к N-MORB по изотопии, хотя ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr отношения в них выше, величины (ɛNd(T)˂9) в андезитах меньше по сравнению с MORB, а отношения ²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb и локально ²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb часто выше, чем отношение ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb. Также известно, что субдукционные андезитовые расплавы по сравнению с исходными базальтами обогащены La в 9–10 раз, Cs, Rb, Ba, U, Th, K, Sr, Zr, Hf – в 2–4 раза, умеренно обогащены или не обогащены Nb, Nd, Ti, Sm, Eu, заметно обеднены тяжелыми лантаноидами от Dy до Lu. Поведение многих других элементов (U, Nb, Ti, Sr, Eu) сильно зависит от окислительных условий, прежде всего от доли H2O и CO2 во флюиде. Значение имеют также гидротермальные изменения лав, что характерно для большинства субдукционных магм [Dobretsov et al., 2012] (рис. 25).

Одной из фундаментальных задач является происхождение крупных океанических структур и связанных с ними океанических плато и островов (гайотов). Формирование базальтовых комплексов джидинских палеогайотов происходило с ярко выраженным влиянием обогащенных плюмовых расплавов. Об этом свидетельствуют петрохимические и геохимические данные, показывающие развитие магматических систем типа OIB на океаническом фундаменте. Комплексное изучение Идзу-Бонинской и Марианской островодужных систем показало, что «базальтовые комплексы океанических островов задугового бассейна формируются при начале субдукции, практически одновременно или даже раньше, чем базальтовые комплексы островной дуги» [Chekhovich et al., 2019, с. 35]. Было установлено, что за время существования ПАО в его пределах формировались и исчезали тектонические структуры различной геодинамической природы: энсиматические и энсиалические островные дуги, внутриокеанические вулканические острова (симаунты, гайоты) и рифтовые долины с различной скоростью спрединга океанической коры, окраинные и внутренние моря, пассивные и активные континентальные окраины [Gordienko, 2004, 2006, 2023]. Формирование вышеназванных структур сопровождалось и во многом было обусловлено образованием разнообразных вулканических и вулканоплутонических комплексов, реликты которых идентифицируются сейчас в разных частях ЦАСП. По имеющимся данным формирование гайотов в древних океанах было тесно связано с развитием срединно-океанических хребтов (СОХ). В этом процессе выделяется несколько стадий преобразования океанической коры под действием глобальных глубинных мантийных плюмов [Kuzmin et al., 2021].

Мы считаем возможным, что на сибирской окраине ПАО уже на ранней неопротерозойской стадии его развития существовала система разнообразных по типу магматизма островных дуг и серия океанических островов (гайотов). При этом можно с уверенностью говорить о тектоническом совмещении на сибирской конвергентной границе ПАО вулканических комплексов островодужного и плюмового типа [Gordienko, Metelkin, 2016]. Эдиакарий-раннепалеозойские островодужные ассоциации на юге Сибирского палеоконтинента эволюционировали в режиме, соответствующем современной западно-тихоокеанской окраине [Buslov et al., 1993; Dobretsov et al., 2004; Gordienko, 2006, 2019, 2023; Zorin et al., 2009; Gordienko, Metelkin, 2016; Sklyarov et al., 2016].

В качестве примера рассмотрим более подробно модели геодинамического развития Джидинской и Горноалтайской островодужных систем, включающих крупные гайоты.

Модель геодинамического развития Джидинской островной дуги. Наиболее ранними ассоциациями Джидинской палеоостроводужной системы по имеющимся датировкам являются эдиакарий-раннекембрийские базальты палеогайотов, базит-гипербазитовые и андезибазальтовые серии (U-Рb, 560 млн лет), расслоенный кумулятивный и дайковый комплекс, примитивные толеиты с участием бонинитов (U-Pb, 542 млн лет) и андезидациты известково-щелочной серии (U-Pb, 527 млн лет) [Tomurhuu et al., 2007; Elbaev et al., 2025] (рис. 26).

Согласно построенной модели, в неопротерозое на краю океана была сформирована Джидинская островная дуга с магматизмом, характерным для примитивных энсиматических дуг. Образование вулканических построек Джидотского и Ургольского гайотов в эдиакарии – кембрии произошло за ее пределами, внутри океана [Gordienko et al., 2006, 2007; Simonov et al., 2014]. Комплекс основания гайотов представлен типичными подушечными лавами низкотитанистых толеитовых базальтов; средний комплекс, соответствующий самой вулканической постройке, сложен толщей субщелочных высокотитанистых вулканитов основного и среднего состава с телами известняков и силицитов, а верхний образован карбонатной толщей (карбонатная шапка) с участием субщелочных базальтов и вулканокластических пород. Петролого-геохимические характеристики субщелочных базальтов джидинских гайотов дуги сходны с океаническими платобазальтами поднятий Онтгон-Джава и Кастор, а также с палеогайотами Алтае-Саянской области [Dobretsov et al., 2004; Simonov et al., 2004, 2014; Safonova et al., 2011].

Следующий этап развития Джидинской дуги связан с перемещением и последующей аккрецией гайотов к островной дуге. В это время изливаются лавы среднего и кислого состава (риолит-дацит-андезитовая толща), формировавшие морфологически выраженные вулканические постройки, окруженные рифовыми известняками, содержащими раннекембрийские археоциаты. Переход островной дуги от юной к зрелой стадии развития после вхождения гайота в структуры аккреционной призмы фиксируется началом массовых излияний и эксплозий вулканитов основного и среднего состава. Формирование базальтовых расплавов на ранней стадии развития океанической дуги связано с появлением новой области магмогенерации за счет частичного плавления мантийных диапиров нижней части деплетированной океанической коры [Elbaev et al., 2025].

На заключительном этапе в ходе вулканической деятельности сформировалась мощная толща преимущественно псаммитовых тефротурбидитов андезибазальтового состава. Почти одновременно образовались многочисленные интрузивные тела габбро, диоритов, кварцевых диоритов и плагиогранитов (джидинский комплекс) с возрастом 508–504 млн лет (U-Pb метод). Совокупность геологических, петро- и геохимических данных позволяет отнести эти гранитоиды к надсубдукционному типу, формировавшемуся в условиях зрелых островных дуг.

Таким образом, на примере Джидинской островной дуги можно проследить все этапы эволюции островодужной системы от примитивного толеитового до зрелого андезит-дацит-риолитового магматизма после тектонического скучивания и аккреции гайотов с характерным OIB магматизмом и формированием туфотурбидитов и гранитоидов на заключительной стадии.

Модель развития палеогайотов Горноалтайской островодужной системы. Для характеристики модели геодинамического развития палеогайотов Горноалтайской системы в данной работе использованы результаты комплексных исследований неопротерозой-кембрийских палеосимаунтов (палеогайотов) аккреционного комплекса северной части Горного Алтая [Buslov et al., 1993; Dobretsov et al., 2004; Safonova et al., 2011; и др.]. Авторами опубликованных работ приводится подробное описание этапов развития Горноалтайской островодужной системы, которая в целом имеет схожую с Джидинской тектоническую историю. Выделены этапы эволюции Горноалтайской островной дуги (рис. 27). Неопротерозой-раннекембрийский ский этап (рис. 27, а) характеризуется новообразованием океанической коры, которая на краю ПАО субдуцирует под Кузнецко-Алтайскую островную дугу, функционирующую в режиме энсиматической островной дуги. В раннем – среднем кембрии (рис. 27, б) под воздействием мантийного плюма внутри океанического пространства формируются гайоты (обогащенные базальты манжерокской свиты), которые постепенно перемещаются к дуге и входят в структуру ее аккреционной призмы. В позднем кембрии – ордовике (рис. 27, в) островодужный магматизм приобретает черты развитого и в зону субдукции погружаются фрагменты срединного хребта.

Таким образом, по данным исследователей Горного Алтая, в неопротерозое – раннем кембрии происходило образование океанической коры в зонах спрединга. Продолжалась субдукция океанической коры Палеоазиатского океана под окраину Сибирского континента, сопровождавшаяся образованием примитивной островной дуги. В раннем кембрии под воздействием мантийного плюма в Палеоазиатском океане образовались острова и/или подводные горы. В процессе субдукции такие океанические поднятия были аккретированы к примитивной островной дуге и вместе с фрагментами океанической литосферы СОХ вошли в состав аккреционного комплекса Кузнецко-Алтайской островодужной системы.

При дальнейшем анализе геодинамических моделей связи субдукционного и плюмового магматизма на активной окраине западно-тихоокеанского и калифорнийского типа было установлено, что в островодужных системах древних океанов плюмовый магматизм с формированием палеогайотов (палеосимаунтов) может проявиться по-разному.

1. В виде крупных плюмов, возникших на границе ядра (слой D") и нижней мантии в результате плавления комплексов магматических пород, отмерших на границе верхней и нижней мантии ранее существовавших слэбов островных дуг. Такие плюмы образуют крупные области или провинции (LIP) мантийного магматизма как на континентальных (рифты, провинции траппов и щелочных пород), так и на океанических (океанические острова и плато) литосферных плитах. Кроме того, плюмы, идущие от слоя D", определяют также образование спрединговых зон в океанах и горячих точек – плюмов (гавайского или исландского типа) – на океанических и континентальных литосферных плитах. Считается, что при распаде суперплюмов происходит их расчленение на отдельные, более мелкие импульсы плюмов, которые в виде струй (диапиров) мантийного вещества проникают в верхние слои литосферы вне зависимости от ее состава и геологического строения фундамента [Gordienko, 2019, 2023].

2. В виде отдельных полей и ареалов внутриплитного магматизма, связанного с отмиранием (стагнацией) слэбов преимущественно в переходной зоне нижней и верхней мантии с образованием слэб-виндоу, куда внедряется горячая астеносферная мантия и материал расплавленных слэбов океанической коры, который не успел проникнуть до границы ядра и нижней мантии. С участием этих продуктов происходит плавление и внедрение в задуговую область разнообразных внутриплитных магматитов с субдукционными и плюмовыми метками.

3. Третий путь возможен, когда образованные на границе ядра и нижней мантии мантийные суперплюмы благодаря высокому содержанию летучих компонентов в его кровле быстро проплавляют мантию подобно газовой горелке, в которой скорость проплавления под влиянием флюида на порядок больше максимальной скорости конвекции в мантии. Предложенная модель термохимического плюма объясняет подъем струи плюма диаметром около 100 км до подошвы литосферы за время 1.5–5.0 млн лет. При этом формирование грибообразной «шляпки» плюма океанического острова и его растекание вдоль подошвы литосферы происходят в течение 7–15 млн лет [Dobretsov, 2008].

Считается, что подошва литосферы может быть сложена сильно истощенными ультраосновными породами типа дунит-гарцбургит, поэтому плюму, даже в условиях высокого содержания летучих, трудно проплавить эту подошву и он будет растекаться вдоль тугоплавкой подошвы, пока не появится ослабленная зона. В эту зону проникает уже вторичный плюм, скорость всплывания которого 1–2 см/год. Этот вторичный плюм (серия «капельных» плюмов или мантийных струй), благодаря своему термальному эффекту, может проплавить подошву континентальной литосферы и внедриться в преддуговую или задуговую область островодужной системы, формируя разнообразные силлы и интрузии внутриплитного магматизма [Dobretsov, 2008, 2010; Kuzmin et al., 2021].

Все эти выводы важны для интерпретации субдукционного и плюмового магматизма с формированием палеогайотов на неопротерозойской и эдиакарий-раннепалеозойской активных окраинах Палеоазиатского океана.

В современной складчатой структуре ЦАСП комплексы палеогайотов вместе с офиолитами и островодужными ассоциациями образуют сложные системы тектонических чешуй и покровов. Совмещение этих образований на неопротерозойско-раннепалеозойском этапе обусловлено эволюцией субдукционных систем, которые могут быть сопоставлены с современными обстановками западно-тихоокеанской окраины. Океаническая кора ПАО вместе с расположенными на ней палеогайотами субдуцировала под островные дуги преимущественно энсиматического типа.

В геодинамической истории Джидинской зоны ЦАСП можно видеть закономерное превращение океанического бассейна в покровно-складчатое аккреционно-коллизионное сооружение. Реставрируемый палеобассейн имел все элементы типичного развитого океана, включая спрединговый хребет, абиссальное плато с океаническимие островами (гайоты), островные дуги и связанные с ними окраинные бассейны. В аккреционной призме островных дуг оказались совмещены примитивные базальт-бонинитовые и дифференцированные базальт-андезидацитовые лавы островных дуг, субщелочные базальты симаунтов (гайотов), крупные тела базитов-гипербазитов области СОХ и другие океанические комплексы.

Формирование базальтовых и базит-гипербазитовых комплексов изученного нами Джидотского палеогайота и фрагментов других океанических структур происходило при ярко выраженном влиянии обогащенных плюмовых расплавов. Об этом свидетельствуют петрохимические и геохимические данные, показывающие развитие магматических систем типа OIB на океаническом фундаменте. Палеоокеанические структуры района Ургольского палеогайота формировались в процессе эволюции под влиянием мантийных плюмов на океаническую кору с образованием океанических базальтовых плато и внутриплитных океанических островов. Все эти структуры в последующем были аккретированы к типично островодужным вулканогенно-осадочным ассоциациям.

По своему структурному положению и строению неопротерозой-кембрийские палеогайоты Джидинской зоны сопоставляются с одновозрастными палеосимаунтами Центральной и Западной Монголии, Горного Алтая и других районов Алтае-Саянской области, отвечающими эволюции Палеоазиатского океана. Анализ опубликованных работ по палеосимаунтам ЦАСП и современным симаунтам (гайотам) Тихого, Индийского и Атлантического океанов подтверждает правомерность этого сопоставления и требует дальнейшего изучения этих индикаторных структур в истории развития Земли.

Авторы выражают признательность и благодарность главному редактору журнала за помощь, рецензентам за конструктивные замечания и рекомендации по доработке, а также сотрудникам Геологического института им. Н.Л. Добрецова СО РАН (проект № АААА-А21-121011890029-4) и Инcтитута геоxимии им. А.П. Виноградова CО PАН (проект № 0284-2021-0066) за участие в техническом оформлении работы.

Все авторы внесли эквивалентный вклад в подготовку рукописи, прочли и одобрили финальную версию перед публикацией.

All authors made an equivalent contribution to this article, read and approved the final manuscript.

Авторы заявляют об отсутствии конфликта интересов, связанного с этой рукописью.

The authors declare that they have no conflicts of interest relevant to this manuscript.