1. На главную
  2. Электронные версии
  3. Доклады Российской академии наук. Науки о Земле
  4. T. 513, № 1, 2023

Доклады Российской академии наук. Науки о Земле, 2023, T. 513, № 1, стр. 17-25

Первая находка кембрийских вулканитов и плагиогранитов в Тектурмасской офиолитовой зоне (Центральный Казахстан): обоснование возраста и особенности состава

Академик РАН К. Е. Дегтярев 1, *, М. В. Лучицкая 1, А. А. Третьяков 1

1 Геологический институт Российской академии наук
Москва, Россия

* E-mail: degtkir@mail.ru

Поступила в редакцию 15.06.2023
После доработки 14.07.2023
Принята к публикации 20.07.2023

Полный текст (PDF)

Аннотация

На западе Тектурмасской офиолитовой зоны Центрального Казахстана впервые выявлен комплекс вулканитов средне-кислого и кислого состава, прорванных телами плагиогранитов. Проведено U–Pb (SIMS)-геохронологическое изучение одного из тел плагиогранитов, для которых впервые получена раннекембрийская (537 ± 5 млн лет) оценка возраста. Особенности состава эффузивов и плагиогранитов свидетельствуют об их образовании в надсубдукционной обстановке в пределах раннекембрийской примитивной вулканической островной дуги. Формирование этой дуги не было связано с эволюцией ордовикских океанических структур, комплексы которых участвуют в строении Тектурмасской зоны.

Ключевые слова: островодужные вулканиты и плагиограниты, циркон, ранний кембрий, Центральный Казахстан

В западной части Центрально-Азиатского орогенного пояса, которая включает палеозойские покровно-складчатые сооружения Казахстана, Тянь-Шаня, Западной и Восточной Джунгарии, фрагменты океанической литосферы участвуют в строении протяженных (до 500–600 км) узких (1–15 км) и сложно построенных офиолитовых зон. В Джунгаро-Балхашской области, расположенной в центре этого региона, известно наибольшее количество таких зон (рис. 1), наиболее крупными из которых являются Тектурмасская, Северо-Балхашская и Агадырская в Казахстане; Танбале, Майли и Дарабуту в Западной Джунгарии (КНР). Изучение фрагментов офиолитовых разрезов этих зон показало, что время формирования океанической литосферы в Джунгаро-Балхашской области охватывает интервал от второй половины эдиакария (около 570 млн лет) до конца девона (около 370 млн лет). Особенности строения разрезов и состава пород разновозрастных офиолитов свидетельствуют об их принадлежности к различным типам: срединно-океанических хребтов, плюмовым (океанических островов и плато) и надсубдукционных зон [2, 10].

Рис. 1.

Схема расположения офиолитовых зон в Джунгаро-Балхашской складчатой области. Офиолитовые зоны: ТК – Тектурмасская, АГ – Агадырская, СБ – Северо-Балхашская, ТБ – Танбале, МЛ – Майли, ДБ – Дарабуту. Вулкано-плутонические пояса: Д – Девонский Казахстанский, БИ – Балхаш-Илийский. Крупные сдвиги: ЦК – Центрально-Казахстанский, Ч – Чингизский. 1 – мезозойские и кайнозойкие отложения; 2–4 – комплексы Бощекуль-Чингизской и Кокчетав-Северо-Тяньшаньской складчатых областей: 2 – девонские и каменноугольные вулканогенно-осадочные и терригенно-карбонатные толщи, 3 – нижне-среднедевонские континентальные вулканиты и гранитоиды, 4 – додевонские образования; 5–9 – комплексы Джунгаро-Балхашской складчатой области: 5 – верхнепалеозойские континентальные вулканиты и гранитоиды, 6 – девонские и нижнекаменноугольные флишевые и вулканогенно-осадочные толщи; 7 – силурийские флишевые и олистостромовые толщи, 8 – ордовикские островодужные вулканиты, 9 – стратифицированные и плутонические образования офиолитовых зон; 10 – девонские и нижнекаменноугольные флишевые и вулканогенно-осадочные толщи Иртыш-Зайсанской складчатой области; 11 – наиболее крупные позднепалеозойские сдвиги; 12 – прочие разрывные нарушения; 13 – государственные границы.

В зонах Танбале, Майли и Северо-Балхашской, наряду с фрагментами разновозрастных офиолитов, присутствуют надсубдукционные образования, возраст которых охватывает интервал от раннего кембрия (около 530 млн лет) до конца ордовика (около 450 млн лет). Они представлены эффузивами среднего и кислого состава, а также достаточно крупными телами гранодиоритов и плагиогранитов. Образование этих комплексов связывается с эволюцией примитивных островных дуг и происходило после формирования фрагментов наиболее древней литосферы океанического типа, выявленных в каждой из этих офиолитовых зон [7, 8, 14, 16, 17]. В Тектурмасской зоне надсубдукционных комплексов, не связанных с офиолитами, ранее установлено не было.

Тектурмасская офиолитовая зона расположена на севере Джунгаро-Балхашской области и протягивается в субширотном направлении на более чем 350 км при ширине 2–15 км. С севера она обрамляется Нуринской, а с юга – Успенской зонами, в строении которых участвуют флишевые, грубообломочные и олистостромовые толщи силурийского и нижне-среднедевонского возраста (рис. 2). Наиболее крупные деформации комплексов Тектурмасской зоны происходили в конце ордовика–начале силура, а затем в позднем девоне–начале карбона, в дальнейшем они были несогласно перекрыты вулканогенными толщами и прорваны гранитоидами каменноугольного возраста [5].

Рис. 2.

Положение Тектурмасской офиолитовой зоны в структуре северной части Джунгаро-Балхашской области. Тектонические зоны: НР – Нуринская, ТК – Тектурмасская, УС – Успенская. 1 – верхнепалеозойские риолиты и дациты; 2 – позднепалеозойские гранитоиды; 3 – континентальные вулканиты и гранитоиды Казахстанского Девонского вулкано-плутонического пояса; 4 – девонские и каменногоуольные обломочные и вулканогенно-осадочные толщи; 5 – силурийские терригенные толщи; 6 – силурийские терригенные толщи с пластинами кремней и яшм ордовика; 7 – ордовикские комплексы Тектурмасской офиолитовой зоны; 8 – средне-верхнеордовикские вулканогенно-осадочные толщи; 9 – нижне-среднеордовикские кремнистые и кремнисто-терригенные толщи; 10 – надвиги и границы тектонических покровов; 11 – прочие разрывные нарушения.

Отличительной особенностью Тектурмасской зоны является, происходящее в ее пределах, омоложение офиолитовых разрезов с юга на север. На юге зоны присутствуют фрагменты надсубдкционных офиолитов раннего ордовика (только в виде глыб в серпентинитовом меланже), среднеордовикских базальтов океанических островов (карамурунская свита) и средне-верхнеордовикских глубоководных кремнистых пород (тектурмасская свита), а также олистостромовая толща верхнего ордовика – низов силура (сарытауская свита). На севере зоны распространены только надсубдукционные офиолиты среднего–верхнего ордовика (габбро, дайковый комплекс, плагиограниты, базальты и андезибазальты кузекской свиты), которые перекрываются кремнисто-туфогенной толщей верхов ордовика–нижнего силура (базарбайская свита) [1, 3, 5, 9]. Таким образом, в Тектурмасской зоне в настоящее время известны только ордовикские и ордовикско-нижнесилурийские образования.

В результате исследований последних лет в Тектурмасской зоне нам удалось выявить доордовикские комплексы. Они наиболее достоверно выделяются на небольшом участке в 7.5 км северо-западнее пос. Акой (Просторное) на западе зоны, где ее ширина не превышает 2 км (рис. 3 а). На севере участка большие площади занимают клинопироксен-плагиоклазовые базальты и андезибазальты, которые сопоставляются с породами кузекской свиты верхнего ордовика. В южной части участка нижнепалеозойские комплексы участвуют в строении небольшой (1.5 км × 500 м) опрокинутой на север антиклинали, которая на севере надвинута на эффузивы кузекской свиты, а на юге – на терригенные толщи нижнего силура. Крылья антиклинали сложены кремнями, яшмами, реже кремнистыми алевролитами, в которых собраны конодонты среднего ордовика (т.н. ТЕК-2105). Эти породы относятся к фрагментам разреза тектурмасской свиты среднего–верхнего ордовика. Ядро складки образовано порфировыми вулканитами средне-кислого и кислого состава, которые прорваны небольшими телами крупно-, средне- и мелкозернистых плагиогранитов. Подобный комплекс пород ранее в Тектурмасской зоне был неизвестен. Нами проведено детальное изучение его строения и особенностей состава пород, а также геохронологические исследования, позволившие установить возраст.

Рис. 3.

Участки распространения кембрийских надсубдукционных образований в Тектурмасской офиолитовой зоне: а – северо-западнее пос. Акой (Просторное), б – восточная часть гор Сарытау. 1 – кайнозойские отложения; 2 – силурийские терригенные толщи; 3 – олистостромовая сарытауская толща верхнего ордовика – нижнего силура; 4 – базальты и андезибазальты кузекской свиты (?) среднего ордовика; 5 – кремни, яшмы, кремнистые алевролиты тектурмасской свиты среднего–верхнего ордовика; 6 – базальты и щелочные базальты карамурунской свиты среднего ордовика; 7 – плагиориолиты и дациты раннего кембрия; 8 – плагиограниты разнозернистые раннего кембрия; 9 – серпентиниты, серпентинитовый меланж; 10 – позднепалеозойские гранитоиды; 11 – разрывные нарушения: а – границы тектонических пластин, б – прочие; 12 – место отбора пробы для геохронологических исследований и ее номер; 13 – местонахождение конодонтов и его номер.

Эффузивы представлены плагиориолитами и дацитами. Плагиориолиты имеют порфировую структуру с вкрапленниками плагиоклаза и кварца, погруженными в основную микролито-зернистую массу, сложенную микролитами плагиоклаза и кварца. Для дацитов характерны порфировая структура с вкрапленниками плагиоклаза, щелочного полевого шпата (до 2–3%), рудного минерала и микрофельзитовая основная масса. Плагиограниты представлены в основном лейкократовыми разностями, имеют гипидиоморфнозернистую структуру с участками гранофировой, сложены плагиоклазом и кварцем. Все породы частично брекчированы.

Для обоснования возраста вулканических и плутонических пород были проведены U–Pb-геохронологические исследования акцессорного циркона. Выделение циркона проводилось в ГИН РАН по стандартной методике с использованием тяжелых жидкостей. Геохронологические исследования проводились в Центре изотопных исследований ВСЕГЕИ локальным методом (SIMS) по методике, описанной в [4, 12]. Был изучен акцессорный циркон, выделенный из крупнозернистых плагиогранитов (проба ТЕК-2202: 49°04′68.1″ с.ш., 72°30′25.8″ в.д., рис. 3 а). В этой пробе циркон представлен в основном субидиоморфными, изометричными кристаллами таблитчатого и короткопризматического габитуса, а также их обломками, размером от 30 до 60 мкм. В некоторых кристаллах устанавливается плохо выраженная магматическая зональность (рис. 4). U–Pb-геохронологические исследования были выполнены для 12 кристаллов циркона. Конкордантный возраст, рассчитанный по отношению 206Pb/238U, составляет 537 ± 5 млн лет (рис. 5, табл. 1), что примерно соответствует границе докембрия и кембрия [6].

Рис. 4.

Микрофотографии кристаллов циркона из плагиогранитов Тектурмасской зоны, выполненные на электронном микроскопе Camscan MX 2500S в режиме катодолюминесценции (проба ТЕК-2202). Номера точек соответствуют номерам в табл. 1.

Рис. 5.

Диаграмма с конкордией для циркона из плагиогранитов Тектурмасской зоны (проба ТЕК-2202).

Таблица 1.

Результаты изотопных U–Pb-геохронологических исследований циркона из плагиогранитов (проба ТЕК-2202)

№ анализа 206Pbс
% 		Содержание,
мкг/г 		Изотопные отношения Rho Возраст, млн лет
206Pb* U Th 232Th/238U 207Pb*/206Pb* 207Pb*/235U 206Pb*/238U 206Pb/238U
ТЕК-2202
11 0.00 24.1 332 145 0.45 0.0588 ± 3.3 0.6840 ± 3.8 0.0844 ± 2.0 0.51 523 ± 10
3 0.00 32.0 437 152 0.36 0.0590 ± 3.4 0.6923 ± 4.1 0.0851 ± 2.3 0.56 526 ± 12
5 0.00 49.4 668 397 0.61 0.0576 ± 2.5 0.6837 ± 3.3 0.0861 ± 2.2 0.66 532 ± 11
9 0.03 46.1 620 318 0.53 0.0589 ± 2.0 0.7020 ± 2.9 0.0865 ± 2.1 0.73 535 ± 11
7 0.04 29.7 399 181 0.47 0.0592 ± 2.8 0.7082 ± 3.4 0.0868 ± 1.9 0.55 537 ± 10
8 0.00 25.9 347 135 0.40 0.0602 ± 4.4 0.7206 ± 4.6 0.0868 ± 1.3 0.29 537 ± 7
2 0.55 29.3 392 208 0.55 0.0539 ± 4.5 0.6460 ± 5.0 0.0870 ± 2.2 0.43 538 ± 11
1 0.00 18.2 243 76 0.32 0.0574 ± 4.2 0.6902 ± 4.2 0.0871 ± 0.8 0.18 539 ± 4
10 0.00 28.6 381 181 0.49 0.0593 ± 3.9 0.7156 ± 4.3 0.0876 ± 1.8 0.42 541 ± 9
12 0.00 27.1 361 169 0.48 0.0597 ± 3.7 0.7212 ± 3.9 0.0876 ± 1.3 0.32 541 ± 7
4 0.00 50.3 667 430 0.67 0.0585 ± 2.4 0.7085 ± 2.8 0.0878 ± 1.5 0.53 543 ± 8
6 0.00 37.9 501 188 0.39 0.0580 ± 3.1 0.7051 ± 3.5 0.0882 ± 1.6 0.46 545 ± 8

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. 1 соответствуют номерам зерен на рис. 4.

Западнее изученного участка сходные породы были обнаружены на востоке гор Сарытау (рис. 3 б). Здесь выявлена узкая протяженная (4 км × 500 м) пластина, сложенная плагиогранитами различной зернистости, которые имеют тектонические контакты с породами карамурунской и сарытауской свит, а также с серпентинитовым меланжем. Многократные попытки выделения акцессорного циркона из этих плагиогранитов для последующего датирования не увенчались успехом. Поэтому отнесение плагиогранитов гор Сарытау к кембрийским образованиям может быть сделано только на основании близких особенностей состава и, исходя из их положения среди комплексов южной части Тектурмасской зоны.

Плагиограниты, плагиориолиты, дациты на участке к северо-западу от пос. Акой и плагиограниты в горах Сарытау характеризуются содержаниями SiO2 67.98–77.32; 75.19–76.84 и суммы щелочей Na2O + K2O 4.91–6.26; 5.68–6.0 мас. % соответственно, относятся к породам нормальной щелочности и на диаграмме Ab–An–Or располагаются в поле трондьемитов (рис. 6 а). По соотношению K2O и SiO2 они являются низкокалиевыми породами, принадлежат известково-щелочной серии и имеют натриевый тип щелочности (Na2O/K2O > 1). Все изученные породы являются низкоглиноземистыми (<15% Al2O3) (рис. 6 б) и по соотношению TiO2 и SiO2 соответствуют продуктам частичного плавления метабазитов океанической коры [11] (рис. 6 в).

Рис. 6.

Диаграммы Ab–An–Or (а), Al2O3–SiO2 (б), TiO2–SiO2 (в) [11] Rb–(Y+Nb) (г) для вулканитов и плагиогранитов участка северо-западнее пос. Акой и плагиогранитов востока гор Сарытау. 1, 2 – породы участка северо-западнее пос. Акой: 1 – плагиограниты, 2 – плагиориолиты, дациты; 3 – плагиограниты востока гор Сарытау.

Редкоэлементный состав пород обоих участков характеризуется низкими и умеренными содержаниями Zr (27–128; 54–118 г/т), низкими Nb (1.5–2.6; 2.5–2.7 г/т) и Rb (0.45–1.8 г/т), пониженными Sr (43–167; 71–139 г/т) и Ba (20–43; 24–32 г/т), умеренными Y (20–45; 16–39 г/т) и низким суммарным содержанием редкоземельных элементов (РЗЭ) (32.7–59.1; 25.3–58.7 г/т) соответственно (табл. 2).

Таблица 2.

Петрогенные (мас. %) и редкие (г/т) элементы в раннекембрийских плагиогранитах, плагиориолитах, дацитах и плагиогранитах Сарытау

Образцы ТЕК2107 ТЕК2201 ТЕК2202 ТЕК2109 ТЕК2111 СК-1780 TEK1931
№ п.п. 7 8 9 10 11 12 13
SiO2 77.32 73.48 72.42 70.82 67.98 75.19 76.84
TiO2 0.20 0.33 0.35 0.59 0.64 0.18 0.19
Al2O3 11.43 12.80 12.44 12.49 11.77 13.46 11.67
Fe2O3 0.52 3.39 4.07 2.32 1.58 1.08 1.78
FeO 1.46 – – 2.97 2.15 1.49 0.88
MnO 0.06 0.06 0.09 0.11 0.08 0.06 0.09
MgO 0.97 1.02 1.41 2.65 1.79 0.61 0.51
CaO 0.90 1.22 2.23 0.57 4.82 0.91 1.25
Na2O 5.75 6.06 5.26 4.88 5.74 5.93 5.53
K2O 0.11 0.19 0.15 0.03 0.04 0.08 0.15
P2O5 0.04 0.06 0.06 0.14 0.10 0.03 0.04
п.п.п. 1.08 1.38 1.53 2.11 3.07 0.71 0.94
Cумма 99.84 100.00 100.01 99.67 99.77 99.72 99.88
Sc 11 14 14 15 21 10 12
V 16 19 27 19 40 11 5
Cr 44 28 24 42 52 15 11
Co 3 3 4 5 13 2 1
Ni 31 14 14 29 38 11 5
Ga 9.1 13.9 13.0 11.7 11.8 11.4 12.9
Rb 1 2 0 1 1 1 0
Sr 43 167 154 41 43 139 71
Y 24 45 20 31 22 39 16
Zr 128 130 27 125 69 118 54
Nb 2.1 2.6 2.2 2.4 1.5 2.7 2.5
Cs 0.15 0.05 0.13 0.06 0.07 0.07 0.07
Ba 37 43 35 30 20 32 24
La 3.00 4.35 2.85 2.21 2.80 4.24 1.68
Ce 9.72 11.72 5.20 7.72 7.65 12.72 3.67
Pr 1.49 2.05 1.15 1.17 1.18 1.95 0.77
Nd 7.93 10.94 6.71 6.43 6.56 10.69 4.66
Sm 2.65 3.83 2.44 2.33 2.15 3.58 1.69
Eu 0.62 1.09 0.68 0.63 0.75 1.00 0.47
Gd 3.26 5.13 2.94 3.41 3.01 4.88 2.34
Tb 0.58 1.00 0.54 0.72 0.53 0.91 0.45
Dy 3.85 6.92 3.65 5.15 3.59 6.36 3.26
Ho 0.85 1.58 0.86 1.17 0.80 1.40 0.71
Er 2.76 4.43 2.33 3.58 2.41 4.58 2.40
Tm 0.43 0.69 0.38 0.54 0.37 0.70 0.35
Yb 3.03 4.60 2.60 3.61 2.39 4.93 2.52
Lu 0.46 0.72 0.36 0.54 0.34 0.78 0.35
Hf 3.33 3.81 0.82 3.31 2.01 3.51 1.58
Ta 0.16 0.18 0.16 0.17 0.11 0.18 0.17
Pb 6.59 0.87 0.74 0.94 1.53 0.71 0.84
Th 0.48 0.65 0.30 0.51 0.32 0.63 0.31
U 0.35 0.41 0.10 0.49 0.77 0.32 0.12

1–5 – породы района северо-западнее пос. Акой: 1–3 – плагиограниты; 4 – плагиориолит; 5 – дацит; 6, 7 – плагиограниты востока гор Сарытау.

Вулканиты средне-кислого состава и плагиограниты имеют сходные слабофракционированные распределения РЗЭ с небольшим обеднением легкими РЗЭ, горизонтальным распределением тяжелых РЗЭ, (LaN/YbN = 0.68–0.84; 0.48–0.62) и небольшой отрицательной (Eu/Eu* = = 0.54–0.90; 0.72–0.96) Eu-аномалией (рис. 7 а). Плагиограниты, плагиориолиты и дациты по распределениям РЗЭ сопоставляются с плагиогранитами надсубдукционных офиолитов Троодоса, Семайл и плагиогранитами офиолитов фракционированного типа [13]. Спайдерграммы редких элементов, нормированных на состав примитивной мантии, всех изученных пород характеризуются минимумами Nb, Тa, P, Ti (рис. 7 б). По особенностям распределения редких и редкоземельных элементов изученные породы резко отличаются от плагиогранитов раннеордовикских офиолитов южной части Тектурмасской зоны [9].

Рис. 7.

Хондрит-нормализованные распределения РЗЭ (а) и спайдерграммы редких элементов, нормированных на состав примитивной мантии (б), для вулканитов и плагиогранитов участка северо-западнее пос. Акой и плагиогранитов востока гор Сарытау. 1, 2 – породы участка северо-западнее пос. Акой: 1 – плагиограниты, 2 – плагиориолиты, дациты; 3 – плагиограниты востока гор Сарытау; 4 – плагиограниты Троодоса; 5 – плагиограниты Семайл, 6 – фракционированный тип плагиогранитов офиолитов [13].

На диаграмме Rb–Y + Nb [15], разделяющей гранитоиды, формировавшиеся в разных геодинамических обстановках, точки составов изученных вулканитов и плагиогранитов располагаются в поле островодужных гранитоидов (рис. 6 г).

Таким образом, в южной части Тектурмасской зоны выявлены островодужные надсубдукционные комплексы раннекембрийского возраста, представленные эффузивами кислого и средне-кислого состава, а также плагиогранитами. Эти породы имеют только тектонические соотношения с ордовикскими образованиями этой части зоны. В отличие от других офиолитовых зон Джунгаро-Балхашской области раннекембрийские надсубдукционные образования Тектурмасской зоны оказываются значительно древнее всех выявленных здесь фрагментов океанической литосферы. Поэтому формирование этих островодужных вулканитов и плагиогранитов не может быть связано с эволюцией океанических структур, комплексы которых участвуют в строении Тектурмасской зоны. Вероятно, образование выявленных раннекембрийских островодужных образований могло происходить в краевой части океанического бассейна, фрагменты комплексов которого установлены в зонах Майли, Танбале и Северо-Балхашской.

Список литературы

  1. Герасимова Н.А., Новикова М.З., Курковская Л.А., Якубчук А.С. Новые данные по стратиграфии нижнего палеозоя Тектурмасского офиолитового пояса (Центральный Казахстан) // Бюлл. МОИП. Отд. геол. 1992. Т. 67. Вып. 3. С. 60–76.

  2. Дегтярев К.Е., Третьяков А.А. Комплексы океанической литосферы в палеозоидах западной части Центрально-Азиатского пояса: обстановки формирования и возрастной диапазон // Геодинамическая эволюция литосферы Центрально-Азиатского подвижного пояса (от океана к континенту): Материалы научной конференции. ИЗК СО РАН, 2022. Вып. 20. С. 66–68.

  3. Новикова М.З., Герман Л.Л., Кузнецов И.Е., Якуб-чук А.С. Офиолиты Тектурмасской зоны // Магматизм и рудоносность Казахстана. Алма-Ата: Гылым, 1991. С. 92–102.

  4. Носова А.А., Возняк А.А., Богданова С.В., Савко К.А., Лебедева Н.М., Травин А.В., Юдин Д.С., Пейдж Л., Ларионов А.Н., Постников А.В. Раннекембрийский сиенитовый и монцонитовый магматизм на юго-востоке Восточно-Европейской платформы: петрогенезис и тектоническая обстановка формирования // Петрология. 2019. Т 27. № 4. С. 357–400.

  5. Якубчук А.С. Тектоническая позиция офиолитовых зон в палеозойской структуре Центрального Казахстана // Геотектоника. 1990. № 5. С. 55–68.

  6. Cohen K.M., Finney S.C., Gibbard P.L., Fan J.-X. The ICS International Chronostratigraphic Chart // Episodes. 2013; updated. V. 36. P. 199–204.

  7. Degtyarev K.E., Luchitskaya M.V., Tretyakov A.A., Pilitsyna A.V., Yakubchuk A.S. Early Paleozoic suprasubduction complexes of the North-Balkhash ophiolite zone (Central Kazakhstan): geochronology, geochemistry and implications for tectonic evolution of the Junggar-Balkhash Ocean // Lithos. 2021. V. 380–381. № 105818.

  8. Degtyarev K.E., Tolmacheva T.Yu., Tretyakov A.A. Siliceous –volcanic associations of the Northern Balkhash ophiolite zone (Central Kazakhstan): biostratigraphy, sedimentation and tectonic evolution in the Middle-Late Ordovician // Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology. 2020. V. 551. № 109748.

  9. Degtyarev K.E., Yakubchuk A.S., Luchitskaya M.V., Tolmacheva T.Yu., Skoblenko (Pilitsyna) A.V., Tretyakov A.A. Ordovician supra-subduction, oceanic and within-plate ocean island complexes in the Tekturmas ophiolite zone (Central Kazakhstan): age, geochemistry and tectonic implications // International geology review. 2022. V. 64. Is. 15. P. 2108–2150.

  10. Dilek Y., Furnes H. Ophiolites and Their Origins// Elements. 2014. V. 10. P. 93–100.

  11. Koepke J., Berndt J., Feig S. T., Holtz F. The formation of SiO2-rich melts within the deep oceanic crust by hydrous partial melting of gabbros // Contrib. Mineral. Petrol. 2007. V. 153. P. 67–84.

  12. Larionov A.N., Andreichev V.A., Gee D.G. The Vendian alkaline igneous suite of northern Timan: ion microprobe U–Pb zircon ages of gabbros and syenite // Geol. Soc. 2004. V. 30. P. 69–74.

  13. Li W.-X., Li X.-H. Adakitic granites within the NE Jiangxi ophiolites, South China: geochemical and Nd isotopic evidence // Precam. Res. 2003. V. 122. P. 29–44.

  14. Ren R., Han B.F., Xu Z., Zhou Y.Z., Liu B., Zhang L., Chen J.F., Su L., Li J., Li X.H., Li Q.L. When did the subduction first initiate in the southern Paleo-Asian Ocean: new constraints from a Cambrian intra-oceanic arc system in West Junggar, NW China // Earth Planet. Sci. Lett. 2014. V. 388. P. 222–236.

  15. Whalen J.B., Hildebrand R.S. Trace element discrimination of arc, slab failure, and A-type granitic rocks // Lithos. 2019. V. 348–349. № 105179.

  16. Xu Z., Han B.F., Ren R., Zhou Y.Z., Zhang L., Chen J.F., Su L., Li X.H., Liu D.Y. Ultramafic–mafic mélange, island arc and post-collisional intrusions in the Mayile Mountain, West Junggar, China: Implications for Paleozoic intra-oceanic subduction–accretion process // Lithos. 2012. V. 132–133. P. 141–161.

  17. Zheng B., Han B.F., Liu B., Wang Z.Z. Ediacaran to Paleozoic magmatism in West Junggar Orogenic Belt, NW China, and implications for evolution of Central Asian Orogenic Belt // Lithos. 2019. V. 338–339. P. 111–127.

Дополнительные материалы отсутствуют.

Инструменты

следующая статья выпуска предыдущая статья выпуска содержание выпуска

Доклады Российской академии наук. Науки о Земле

Архивы выпусков Информация о журнале Отправить рукопись в журнал