Доклады Российской академии наук. Науки о Земле, 2023, T. 508, № 1, стр. 5-13

Мезопротерозойский бимодальный магматизм Улутауского террейна Центрального Казахстана

А. А. Третьяков 1*, академик РАН К. Е. Дегтярев 1, Н. А. Каныгина 1, Б. В. Федоров 2

1 Геологический институт Российской академии наук
Москва, Россия

2 Российский государственный геологоразведочный университет им. Серго Орджоникидзе
Москва, Россия

* E-mail: and8486@yandex.ru

Поступила в редакцию 03.08.2022
После доработки 13.09.2022
Принята к публикации 13.09.2022

Полный текст (PDF)

Аннотация

В Южной части Улутауского террейна (Центральный Казахстан) изучен комплекс вулканогенных пород базальт-риолитового состава жийдинской серии. На основании U–Pb (SIMS)-геохронологического изучения акцессорных цирконов впервые была получена оценка возраста риолитов – 1338 ± 5 млн лет, что соответствует первой половине эктазийского периода мезопротерозоя. Особенности состава эффузивов основного и кислого состава свидетельствуют об их формировании в обстановке континентального рифтогенеза, вызванного деятельностью мантийного плюма.

Ключевые слова: базальты, риолиты, Центральный Казахстан, мезопротерозой, рифтогенез, Нуна (Колумбия)

Характерной особенностью западной части Центрально-Азиатского складчатого пояса является присутствие большого количества террейнов с докембрийской континентальной корой, отделенных друг от друга сложно построенными нижнепалеозойскими зонами, в строении которых участвуют фрагменты офиолитов, флишевые и островодужные комплексы. Такие террейны в основном сложены позднедокембрийскими (1200–750 млн лет) вулканогенно-осадочными сериями кислого или базальт-риолитового состава и комагматичными гранитоидами, а также терригенными толщами [1]. Более древние комплексы на уровне современного эрозионного среза в этой части пояса распространены крайне ограниченно и выявлены только в пределах Жельтавского (юго-западный Казахстан) и Срединно-Тяньшаньского террейнов, а также террейна Китайского Центрального Тянь-Шаня [1]. Комплексы с возрастом древнее 1200 млн лет, вероятно, широко представлены в глубоких горизонтах террейнов с докембрийской континентальной корой, о чем свидетельствуют изотопные составы Nd позднедокембрийских эффузивов, гранитоидов и кварцито-сланцевых толщ, а также присутствие большого количества зерен обломочного циркона с возрастами 1200–3100 млн лет в терригенных породах неопротерозойского возраста. При этом значительная часть зерен обломочного циркона в терригенных породах имеет мезопротерозойские оценки возрастов в интервале ~1200–1500 млн лет, источники которых известны только в пределах террейна Китайского Центрального Тянь-Шаня [13]. Поэтому поиск мезопротерозойских комплексов в пределах других докембрийских террейнов западной части Центрально-Азиатского пояса является одной приоритетных задач их исследований.

В настоящее время наименее изученными остаются древнейшие образования Улутауского террейна, расположенного в западной части палеозоид Центрального Казахстана. В строении доэдиакарских комплексов этого террейна преобладают рассланцованные кислые, бимодальные базальт-риолитовые и дифференцированные базальт-андезит-риолитовые серии, для которых в последнее время получены неопротерозойские оценки возраста их формирования [1, 4, 5]. Однако возраст и особенности состава жийдинской серии, которая занимает наиболее низкое положение в структуре Улутауского террейна и считается древнейшей (палеопротерозойской) [6], остаются не изученными. Поэтому задачей настоящей работы являлось получение первых U–Pb-оценок возраста пород жийдинской серии, выявление особенностей их состава и обстановок формирования.

Жийдинская серия распространена в южной части Улутауского террейна, приурочена к юго-западному крылу Майтюбинского антиклинория, где слагает отдельные блоки, протягивающиеся в субмеридиональном направлении на 130 км (рис. 1 а). Наиболее полно жиидинская серия представлена в районе р. Жийде (рис. 1 б), где она сложена чередующимися филлитовидными сланцами, кварцито-сланцами, эффузивами основного и кислого состава, смятыми в складки субмеридионального простирания. Филлитовидные сланцы характеризуются тонкозернистой структурой и состоят из обломков кварца (30–60%), полевых шпатов (5–10%) и матрикса (до 70%). В составе матрикса преобладает мусковит, в меньшей степени присутствует хлорит, углистое вещество. Характерно постоянное присутствие зерен рутила, циркона и турмалина. Кварцито-сланцы представлены серицит- и хлорит-серицит-кварцевыми разностями с бластопсаммитовой и бластоалевролитовой структурами. Вулканические породы испытали метаморфические преобразования, выраженные в формировании сланцеватой, местами полосчатой, текстуры. Основная масса эффузивов кислого состава перекристаллизована и превращена в мелкозернистый лепидогранобластовый агрегат, состоящий из кварца, щелочного полевого шпата, кислого плагиоклаза, биотита, мусковита, хлорита. К реликтовым относятся минералы вкрапленников – кварц и щелочной полевой шпат, формирующие порфировидный облик породы. Эффузивы основного состава превращены в альбит-эпидот-актинолитовые сланцы с нематогранобластовой, реже с реликтовой порфировой структурой.

Рис. 1.

а – Схема геологического строения юга Улутауского террейна по [6] с дополнениями и изменениями. 1 – мезозойско-кайнозойские отложения; 2 – девонские и каменноугольные вулканогенные толщи; 3 – палеозойские гранитоиды; 4 – нижнепалеозойские кремнисто-терригенные и терригенные толщи; 5 – эдиакарские вулканогенно-осадочные и грубообломочные толщи; 6–9 – неопротерозойские метаморфизованные вулканогенно-осадочные серии восточной части Улутауского террейна: 6 – карсакпайская, 7 – белеутинская, 8 – аралбайская, 9 – балажездинская; 10–15 – неопротерозойские метаморфизованные вулканогенно-осадочные серии и плутонические комплексы западной части Улутауского террейна: 10 – коксуйская серия, 11 – актасский гранитный комплекс, 12 – карсакпайский комплекс щелочных сиенитов, 13 – боздакская, 14 – жаункарский гранитный комплекс, 15 – майтюбинская серия; 16 – мезопротерозойская вулканогенно-осадочная жийдинская серия; 17 – участок детальных работ в нижнем течении реки Жийде (рис. 1б). б – Схема геологического строения низовьев реки Жийде составлена по материалам В.А. Голубовского, В.М. Добрынина, Т.А. Еманковой, Ю.А. Зайцева, Л.И. Филатовой и др. с дополнениями и изменениями. 1 – кайнозойские отложения; 2 – каменноугольные терригенные толщи; 3–5 – мезопротерозойская метаморфизованная вулканогенно-осадочная жийдинская серия: 3 – эффузивы и туфы кислого состава, 4 – серицитовые, серицит-хлоритовые, филлитовидные сланцы и кварцито-сланцы, 5 – амфиболовые сланцы; 6 – рассланцованные амфиболитизированные долериты, габбро-долериты; 7 – неопротерозойские рассланцованные гранитоиды; 8 – разрывные нарушения; 9 – место отбора и номер пробы для U–Pb-изотопно-геохронологических исследований.

Для установления возраста вулканических пород жийдинской серии были проведены U–Pb-изотопно-геохронологические исследования зерен акцессорного циркона. Для этого была использована проба U-2152 (47°04′43.8″ с.ш.; 66°27′00.6″ в.д.), отобранная из риолитов нижней части разреза жийдинской серии.

Выделение циркона из риолитов проводилось по стандартной методике с использованием тяжелых жидкостей. Зерна циркона были имплантированы в эпоксидную смолу вместе с зернами стандартных цирконов TEMORA и 91500, а далее сошлифованы приблизительно на половину их толщины и приполированы. Для выбора участков зерен циркона для локальных геохронологических исследований использовались микрофотографии, выполненные на сканирующем электронном микроскопе “Camscan” MX 2500S в режимах вторичных электронов и катодолюминесценции.

U–Pb (SIMS)-геохронологические исследования цирконов выполнены на вторично-ионном микрозонде SHRIMP-II в Центре изотопных исследований ВСЕГЕИ. Измерения изотопных отношений U и Pb проводились по традиционной методике, описанной в [7]. Интенсивность первичного пучка молекулярных отрицательно заряженных ионов кислорода составляла ~2.5–4 нА, диаметр пятна (кратера) – ~15 × 10 мкм. Полученные данные обрабатывались с помощью программ SQUID [8] и ISOPLOT [9].

Акцессорный циркон из риолитов представлен в основном идиоморфными кристаллами призматического и дипирамидального габитуса размером 100–150 мкм, а также их обломками, с коэффициентом удлинения от 2 до 3. Кристаллы характеризуются хорошо проявленной магматической зональностью (рис. 2).

Рис. 2.

Микрофотографии кристаллов акцессорного циркона из риолитов жийдинской серии (проба U-2152), выполненные на сканирующем электронном микроскопе “Camscan” MX 2500S в режиме катодолюминесценции. Номера зерен соответствуют номерам анализов в табл. 1. Кружками обозначены участки датирования.

Конкордантный возраст, рассчитанный на основании выполненных U–Pb-геохронологических исследований для 16 кристаллов циркона, составляет 1338 ± 5 млн лет (рис. 3, табл. 1), что соответствует первой половине эктазийского периода мезопротерозоя [10]. Морфологические особенности циркона указывают на его магматическое происхождение и позволяют считать полученную оценку возраста соответствующей времени кристаллизации расплава, родоначального для риолитов.

Рис. 3.

Диаграмма с конкордией для цирконов из риолитов жийдинской серии (проба U-2152).

Таблица 1.

Результаты геохронологических U–Pb-исследований циркона из пробы U-2152

№ анализа 206Pbс % Содержание, мкг/г Изотопные отношения Rho Возраст, млн лет
206Pb* U Th 232Th/238U 207Pb*/206Pb* 206Pb*/238U 207Pb*/235U 206Pb/238U 207Pb/206Pb
U2152_15.1 0.18 42 215 138 0.66 0.0860 ± 1.0 0.2258 ± 0.9 2.6774 ± 1.4 0.7 1313 ± 11 1338 ± 20
U2152_16.1 0.16 37 191 95 0.51 0.0856 ± 1.2 0.2264 ± 0.9 2.6713 ± 1.5 0.6 1316 ± 11 1328 ± 22
U2152_4.1 0.13 51 259 126 0.50 0.0862 ± 1.0 0.2275 ± 3.0 2.7029 ± 3.1 1.0 1322 ± 35 1342 ± 19
U2152_2.1 0.07 33 170 76 0.46 0.0853 ± 1.2 0.2280 ± 0.9 2.6821 ± 1.5 0.6 1324 ± 11 1322 ± 24
U2152_3.1 0.09 53 268 167 0.64 0.0862 ± 0.9 0.2287 ± 2.3 2.7179 ± 2.4 0.9 1328 ± 27 1342 ± 17
U2152_10.1 0.17 36 184 120 0.68 0.0859 ± 1.5 0.2294 ± 1.0 2.7185 ± 1.8 0.6 1332 ± 12 1337 ± 28
U2152_9.1 0.07 39 197 123 0.65 0.0864 ± 1.1 0.2296 ± 1.3 2.7340 ± 1.7 0.8 1332 ± 15 1347 ± 21
U2152_14.1 0.12 23 116 63 0.56 0.0872 ± 1.5 0.2309 ± 1.0 2.7762 ± 1.8 0.5 1339 ± 12 1365 ± 29
U2152_7.1 0.00 101 508 333 0.68 0.0856 ± 0.6 0.2312 ± 0.8 2.7292 ± 1.0 0.8 1341 ± 10 1330 ± 12
U2152_12.1 0.09 45 225 160 0.73 0.0861 ± 1.1 0.2312 ± 0.9 2.7440 ± 1.4 0.6 1341 ± 11 1340 ± 21
U2152_1.1 0.00 100 501 472 0.97 0.0853 ± 0.6 0.2320 ± 1.0 2.7272 ± 1.2 0.9 1345 ± 13 1322 ± 12
U2152_11.1 0.00 45 228 129 0.58 0.0860 ± 1.0 0.2320 ± 0.9 2.7518 ± 1.4 0.7 1345 ± 11 1339 ± 19
U2152_6.1 0.00 38 189 118 0.65 0.0860 ± 1.1 0.2337 ± 0.9 2.7714 ± 1.5 0.6 1354 ± 11 1338 ± 22
U2152_8.1 0.00 61 303 182 0.62 0.0856 ± 0.8 0.2353 ± 2.2 2.7758 ± 2.3 0.9 1362 ± 27 1328 ± 16
U2152_5.1 0.00 18 87 156 1.86 0.0862 ± 1.7 0.2353 ± 1.0 2.7953 ± 2.0 0.5 1362 ± 13 1342 ± 33
U2152_13.1 0.00 46 227 125 0.57 0.0865 ± 1.0 0.2357 ± 0.9 2.8107 ± 1.3 0.7 1364 ± 11 1349 ± 19

Примечание. 206Pbс – обыкновенный Pb; 206Pb* – радиогенный Pb; Rho – коэффициент корреляции ошибок 207Pb/235U –206Pb/238U. Ошибки измерений изотопных отношений даны в процентах на уровне 1σ. Номера анализов в табл. 2 соответствуют номерам зерен на рис. 2.

Составы вулканических пород жийдинской приведены в табл. 2. Для вулканитов серии характерен контрастный базальт-риолитовый состав пород. Высокие содержания в базальтах TiO2 (~1.8 мас. %) и значения FeO*(FeO* + MgO) (~0.68), характерные для пород толеитовой серии, на фоне высоких концентраций редкоземельных элементов (210–220 г/т) и дифференцированных спектров распределения ((La/Yb)N = 11–15) сближают их с континентальными платобазальтами.

Таблица 2.

Содержания породообразующих окислов (%), малых и редкоземельных элементов (г/т) в породах жиидинской серии

№ п/п 1 2 3 4
№ проб U-2151/1 U-2151/2 U-2152 U-2154
SiO2 46.21 45.76 75.70 74.63
TiO2 1.81 1.84 0.28 0.23
Al2O3 12.14 12.96 11.55 11.14
Fe2O3 6.58 5.82 0.79 0.38
FeO 9.78 10.23 0.49 0.78
MnO 0.25 0.23 0.04 0.05
MgO 7.49 7.28 0.46 0.35
CaO 8.58 8.18 1.02 2.05
Na2O 2.01 2.42 1.89 1.71
K2O 0.81 0.74 6.47 6.91
P2O5 0.45 0.56 0.06 0.04
п.п.п. 2.79 2.86 1.21 1.66
Сумма(%) 99.91 99.87 99.95 99.91
FeO* 15.70 15.47 1.20 1.12
Na2O + K2O 2.82 3.16 8.36 8.61
K2O/Na2O 0.40 0.31 3.43 4.05
(Na + K)Al 0.34 0.37 0.88 0.92
FeO*/FeO* + MgO 0.67 0.68 0.73 0.76
ASI 0.63 0.68 0.97 0.80
MALI –5.76 –5.02 7.34 6.56
         
Sc 51.2 42.6 2.5 2.4
V 294 302 12.1 6.5
Cr 132 172 75.1 73.7
Co 40.3 37.3 2.1 3.1
Ni 57.4 63.7 33.0 34.1
Cu 69.9 55.2 9.4 7.6
Zn 110 115 77.4 20.4
Ga 17.7 17.2 17.0 15.5
Rb 18.3 13.0 71.4 106
Sr 365 253 83.2 62.8
Y 35.6 32.3 60.8 70.7
Zr 229 58.2 448 484
Nb 22.9 22.1 84.7 91.6
Cs 0.60 0.54 0.26 0.31
Ba 609 468 826 720
La 40.1 42.4 93.1 111
Ce 81.0 87.2 181 214
Pr 9.9 10.7 20.4 24.2
Nd 42.6 43.3 76.7 92.0
Sm 8.5 8.8 14.6 17.8
Eu 2.8 3.1 1.1 1.4
Gd 8.2 7.8 12.7 15.9
Tb 1.2 1.2 2.1 2.5
Dy 6.8 6.3 12.4 14.7
Ho 1.4 1.2 2.5 2.8
Er 3.7 3.2 7.0 7.9
Tm 0.49 0.42 1.0 1.1
Yb 3.1 2.8 6.4 7.0
Lu 0.45 0.33 0.86 0.96
Hf 4.9 1.4 12.7 13.5
Ta 1.3 1.2 5.0 5.7
W 0.65 0.49 0.64 0.86
Tl 0.14 0.070 0.32 0.38
Pb 4.4 3.2 32.2 6.3
Th 2.0 1.7 20.2 22.1
U 0.70 0.41 3.8 3.5
(La/Yb)n 11.6 15.1 6.9 17.3
(Gd/Yb)n 2.1 2.3 1.6 1.8
Eu/Eu* 1.044339 1.13 0.55 0.79

Примечание. 1–2 – базальты; 3–4 – риолиты. FeO* = 0.9 × Fe2O3 + FeO; ASI = Al/(Ca – 1.67P + Na + K); MALI = Na2O + + K2O–CaO; Eu/Eu* = (Eu)n/[(Sm)n × (Gd)n]0.5.

Риолиты принадлежат щелочно-известковистой серии (Na2O + K2O–CaO – 6.5–7.4), характеризуются умеренной глиноземистостью (Al/(Ca – 1.67P + Na + K) – 0.80–0.97) и железистостью (FeO*(FeO* + MgO) – 0.73–0.76). При высоких содержаниях редкоземельных элементов (ΣРЗЭ 430–512 г/т) характерны дифференцированные спектры распределения ((La/Yb)N – 7–17) и Eu-аномалия (Eu/Eu* = 0.54–0.79). При высоких концентрациях крупноионных литофильных элементов риолиты также обогащены высокозарядными элементами (Zr, Nb, Y, Ce), что определяет их принадлежность к гранитам А-типа, сформированным во внутриплитной обстановке (рис. 4) [12, 14].

Рис. 4.

Петро-геохимические характеристики эффузивных пород жийдинской серии 1 –метабазальты; 2 – рассланцованные риолиты. а – Графики распределения РЗЭ, нормированных на хондрит [11] для базальтов и риолитов; б – мультиэлементные диаграммы редких элементов, нормированных на N-MORB для базальтов и риолитов [11]; в – диаграмма FeO*/MgO – Zr + Nb + Ce + Y для риолитов по [12]; г – диаграмма Rb–Y + Nb для риолитов; д – диаграмма Th/Yb–Nb/Yb для базальтов [13]; е – диаграмма Nb/Y–Zr/Y с линией ΔNb (1.74 + log(Nb/Y)–1.92log(Zr/Y) [14].

Низкое отношение Nb/Nb* (NbN/[(ThN*LaN)]1/2 – 0.82–0.9) в базальтах свидетельствует об отсутствии контаминации расплавов веществом континентальной коры, что позволяет рассматривать их обогащение крупноионными литофильными и высокозарядными элементами как характеристику источника. Это предположение подтверждает расположение фигуративных точек на диаграмме Th/Yb–Nb/Yb в поле E-MORB (рис. 4). При этом отношения Zr/Y–Nb/Y в базальтах на фоне обеднения их тяжелыми РЗЭ ((Gd/Yb)N – 1.6–2.4) предполагают плюмовую природу родоначальных расплавов, образованных на уровне устойчивости граната (рис. 4) [15].

Таким образом, эффузивы жиидинской серии образуют бимодальную серию, формирование которой происходило в первой половине эктазийского периода мезопротерозоя. Серия представляет собой ассоциацию континентальных базальтов и внутриплитных риолитов, наиболее типичную для обстановок континентального рифтогенеза. Близкие по возрасту магматические комплексы в западной части Центрально-Азиатского пояса выявлены только в пределах террейна Китайского Центрального Тянь-Шаня, где представлены островодужными гранитоидами с возрастами 1410–1450 млн лет [1].

Раннемезопротерозойские магматические комплексы (~1.4 млрд лет) широко распространены в пределах древних кратонов, входивших в структуру суперконтинента Нуна (Колумбия), где представленны дайковыми роями, силлами, мафит-ультрамафитовыми комплексами, гранитами рапакиви. Этот этап мезопротерозойского магматизма связывается с процессами континентального рифтогенеза, который сопровождал распад этого суперконтинента в интервале 1500–1250 млн лет [16, 17].

Геохимические особенности базальтов жийдинской серии указывают на формирование данной ассоциации в рифтогенной обстановке, вызванной деятельностью мантийного плюма, что привело к внедрению обогащенных базитовых расплавов и дальнейшему плавлению комплексов докембрийской коры Улутауского террейна с образованием кислых эффузивов А-типа. Это позволяет предполагать, что бимодальная базальт-риолитовая ассоциация жийдинской серии могла являться фрагментом крупного магматического пояса, возникшего в процессе распада суперконтинента Нуна (Колумбия).

Список литературы

  1. Degtyarev K., Yakubchuk A., Tretyakov A., Kotov A., Kovach V. Precambrian geology of the Kazakh Uplands and Tien Shan: An overview // Gondwana Research. 2017. V. 47. P. 44–75.

  2. Kanygina N.A., Tretyakov A.A., Degtyarev K.E., Ko-vach V.P., Skuzovatov S.Y., Pang K.-N., Wang K.-L., Lee H.-Y. Late mesoproterozoic–early neoproterozoic quartzite–schist sequences of the Aktau–Mointy terrane (Central Kazakhstan): provenance, crustal evolution, and implications for paleotectonic reconstruction // Precambrian Research. 2021. V. 354. P. 106040.

  3. Kovach V., Degtyarev K., Tretyakov A., Kotov A., Tolmacheva E., Wang K-L., Chung S-L., Jahn B-M. Sources and provenance of the Neoproterozoic placer deposits of the Northern Kazakhstan: Implication for continental growth of the western Central Asian Orogenic Belt // Gondwana Research. 2017. V. 47. P. 28–43.

  4. Третьяков А.А., Дегтярев К.Е., Каныгина Н.А., Данукалов Н.К. Поздненеопротерозойский возраст дифференцированных вулканогенных комплексов Улутауского массива (Центральный Казахстан): результаты U–Th–Pb (SIMS)-геохронологических исследований // Доклады Российской академии наук. Науки о Земле. 2020. Т. 494. № 1. С. 9–13.

  5. Третьяков А.А., Дегтярев К.Е., Данукалов Н.К., Каныгина Н.А. Неопротерозойский возраст железорудной вулканогенно-осадочной серии Улутауского террейна (Центральный Казахстан) // Доклады Российской академии наук. Науки о Земле. 2022. Т. 502. № 2. С. 49–55.

  6. Филатова Л.И. Стратиграфия и историко-геологический (формационный) анализ метаморфических толщ докембрия Центрального Казахстана. М.: Недра, 1983. 160 с.

  7. Whilliams I.S. U-Th-Pb geochronology by ion microprobe // Reviews in Economic Geology, 1998. V. 7. P. 1–35.

  8. Ludwig K.R. SQUID 1.00, A User’s Manual // Berkeley Geochronology Center Special Publication. 2000. No. 2. 2455 Ridge Road, Berkeley. CA 94709, USA. 17 p.

  9. Ludwig K.R. ISOPLOT 3.00. A user’s manual // Berkeley Geochronology Center Special Publication. 2003. № 4. 2455 RidgeRoad, Berkeley. CA 94709. USA. 70 p.

  10. Cohen K.M., Finney S.C., Gibbard P.L., Fan J.X. The ICS International Chronostratigraphic Chart // Episodes. 2013 (updated 02. 2022). V. 36. № 3. P. 199–204.

  11. Sun S.S., McDonough W.F. Chemical and isotopic systematic of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes // Magmatism in the ocean basins / Eds. A.D. Saunders, M.J. Norry. Spec. Publ. 42. Geol. Soc. London, 1989. P. 313–345.

  12. Whalen J.B., Currie K.L., Chappell B.W. A-type granites-geochemical characteristics, discrimination and petrogenesis // Contrib. Mineral. Petrol. 1987. V. 95. P. 407–419.

  13. Pearce J.A. Geochemical fingerprinting of oceanic basalts with applications to ophiolite classification and the search for Archean oceanic crust // Lithos. 2008. V. 100. P. 14–48.

  14. Pearce J.A., Harris N.W., Tindle A.G. Trace element discrimination diagrams for the tectonic interpretation of granitic rocks // Journal of Petrology. 1984. V. 25. P. 956–983.

  15. Condie K.C. High field strength element ratios in Archean basalts: a window to evolving sources of mantle plumes? // Lithos. 2005. V. 79. P. 491–504.

  16. Evans D.A., Mitchell R.N. Assembly and breakup of   the   core of Paleoproterozoic–Mesoproterozoic supercontinent Nuna // Geology. 2011. V. 39. P. 443–446.

  17. Pisarevsky S.A., Elming S.-A., Pesonen L.J., Li Z.-X. Mesoproterozoic paleogeography: Supercontinent and beyond // Precambrian Research. 2014. V. 244. P. 207–225.

Дополнительные материалы отсутствуют.