Precambrian terrains of Central Asian orogenic belt: comparative characteristics, types and peculiarities of the tectonic evolution

Cover Page

Abstract


The structure and peculiarities of the tectonic evolution of Precambrian terraines included into the structure of Paleozoids in different parts of the Central Asian orogenic belt are reviewed, types and comparative characteristics of Precambrian terraines are provided. We throw light on two types of Precambrian terrains structure: essentially juvenile Neoproterozoic crust (1); Mezo- and Early Neoproterozoic crust formed due to reworking of Early Precambrian formations (2). Terrains with juvenile Neoproterozioc crust, located in the Central and Eastern parts of the Central Asian orogenic belt, were generated in the oceanic sector of the Earth. Their formation was connected to the Early- and Late Neoproterozoic cycles of tectogenesis up to 200 Ma each cycle. Terrains with Mezo- and Early Neoproterozoic crust, found mainly in the West of the Central Asian orogenic belt, generated in the continental sector of the Earth during the Neoproterozoic, their evolution occurred mainly in the intracontinental environments. In the evolution all of considered terrains in the interval 800–700 Ma, an event associated with rift zones formation and intraplate magmatism was revealed, it coincided with the supercontinent Rodinia split. The conducted research allow to connect formation history of the Precambrian terrains of the Central Asian orogenic belt with the processes took place in the edge of the Syberia-Tarim part of the supercontinent Rodinia and the adjacent sector of the paleo-ocean.


Full Text

ВВЕДЕНИЕ

Центрально-Азиатский орогенный пояс является крупнейшей структурой Азии. Он сформировался в результате геологической эволюции Палеоазиатского океана, который возник в конце позднего неопротерозоя и завершил свое развитие в раннем мезозое. Однако ряд структур в пределах пояса имеет значительно более длительную историю, которая определялась процессами, предшествовавшими и, в какой-то степени, предопределившими образование Палео азиатского океана. Эти структуры представлены террейнами с докембрийской корой, которые в строении пояса образуют разного размера блоки, имеющие дискордантные соотношения с обрамляющими их палеозойскими покровно-складчатыми комплексами. Они рассредоточены по всему Центрально-Азиатскому орогенного поясу и в ряде случаев примыкают к крупным кратонам, которые ограничивают его с юга и севера, нами предпринята попытка выяснить являются ли террейны фрагментами этих кратонов и, если нет, — то, где и как они возникли и почему оказались вовлеченными в структуру Центрально-Азиатского пояса. Целью настоящей статьи является сравнительная характеристика докембрийских террейнов разных частей пояса, их типизация по особенностям строения и тектонической эволюции, реконструкция их положения в системе структур неопротерозоя, а также расшифровка процессов, которые определили появление докембрийских террейнов в пределах Палеоазиатского океана. В основу статьи легли данные авторов по строению Хангайской группы террейнов [16–18, 38], а также результаты, полученные при исследовании ряда наиболее крупных террейнов (микроконтинентов) и их групп, участвующих в строении раннепалеозойских структур Центрально-Азиатского пояса, — Тувино-Монгольской [13, 14, 19–21, 22, 24, 60], Северо-Забайкальской [27], Исседонской и Улутау-Моюнкумской [44].

ОБЩАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА ДОКЕМБРИЙСКИХ ТЕРРЕЙНОВ ЦЕНТРАЛЬНО-АЗИАТСКОГО ПОЯСА

Докембрийские террейны рассредоточены по всей территории Центрально-Азиатского пояса, входя в состав как раннепалеозойских, так и средне-позднепалеозойских складчатых структур (рис. 1). Существующие различия в строении и истории формирования последних позволяют предполагать, что и связанные с ними докембрийские террейны могли иметь разное происхождение, поэтому мы рассмотрим террейны, которые участвуют в строении раннепалеозойской (каледонской) области пояса. В соответствии с закономерностями их пространственного распределения и особенностями строения исследуемые террейны могут быть объединены в группы:

  • Хангайскую и Тувино-Монгольскую в центральной части пояса;
  • Северо-Забайкальскую, включающую Байкало-Муйский пояс и Баргузино-Витимский супертеррейн, в северо-восточной части пояса;
  • Исседонскую и Улутау-Моюнкумскую в западной части пояса.

 

Рис. 1. Схема расположения докембрийских террейнов в Центрально-Азиатском орогенном поясе.

Тувино-Монгольский террейн — ТМ. Группы террейнов: Северо-Забайкальская — СЗ, Хангайская — Хан, Исседонская — Ис, Улутау-Моюнкумская — У-М.

1 — мезозойско-кайнозойские впадины; 2–3 — палеозойские складчатые структуры Центрально-Азиатского пояса: 2 — средне-позднепалеозойские (герцинские), 3 — раннепалеозойские (каледонские); 4–5 –докембрийские террейны: 4 — неопротерозойские, 5 — раннедокембрийские; 6 — кратоны; 7 — чехол Сибирской платформы; 8 — границы складчатых поясов; 9 — граница между группами террейнов, расположенных в западной части Центрально-Азиатского пояса; 10 — крупнейшие разломы

 

Хангайская группа террейнов

Хангайская группа террейнов расположена в центральной части пояса и включает Сонгинский, Тарбагатайский и Дзабханский блоки (рис. 2). Важной характеристикой этих террейнов является преобладание в их строении комплексов, сформированных в результате неопротерозойских процессов ювенильного корообразования.

 

Рис. 2. Схема строения Хангайской группы террейнов.

Показано (прямоугольник) положение Холбонурской зоны Сонгинского террейна. Террейны: Тувино-Монгольский — ТМ, Сонгинский — Сон, Тарбагатайский — Тар, Дзабханский — Дз, Байдарагский — Бд, Баян-Хонгорский — БХ, Хангайский — Хан, Тацаингольский — Тц. Рифтовые зоны: Северо-Монгольская — СМРЗ, Гоби-Алтайская — ГАРЗ.

1 — палеопротерозойские блоки; 2–5 — складчатые структуры: 2 — ранненеопротерозойские, 3 — поздненеопротерозойские, 4 — раннепалеозойские, 5 — ранне-среднепалеозойские; 6 — граниты Хангайского батолита; 7 — позднепалеозойские рифтовые зоны; 8 — разломы

 

Сонгинский террейн. Он включает три структурные зоны (рис. 3, врезка): Баяннурскую, сложенную метатерригенными породами, Холбонурскую, образованную в основном вулканогенными толщами, и Дзабхан-Мандалскую, в строении которой участвуют те же комплексы пород, что и в Холбонурской зоне, но более глубоко переработанные метаморфическими процессами [17, 18, 38].

 

Рис. 3. Строение Холбонурской зоны Сонгинского теерейна.

Показано (на врезке) положение района в системе структур Сонгинского террейна.

На врезке: 1 — кайнозойские отложения; 2 — породы Хангайского батолита, 3 — ранние каледониды Озерной зоны; 4–7 — неопротерозойские комплексы: 4 — Баяннурской зоны, 5 — Холбонурской зоны, 6 — Дабхан-Мандалской зоны, 7 — Ургамалской зоны; 8 — нерасчлененные гранитоиды палеозоя

На рисунке: 1 — кайнозойские отложения; 2 — позднепалеозойские граниты; 3 — комплексы Баяннурской зоны; 4–8 — комплексы Холбонурской зоны: 4 — метабазитовый, 5 — кремнисто-метабазитовый (свита шубун), 6 — терригенный осадочно-вулканогенный (островодужный); 7 — вулканогенный осадочно-вулканогенный (островодужный), 8 — гранитоиды гашуннурского комплекса; 9–11 — посткинематические интрузивные образования: 9 — граниты Баяннурского комплекса, 10 — габбро-диориты, диориты; 11 — расслоенный комплекс Онцулинского массива; 12 — разломы

 

Холбонурская зона. Наиболее полно природу магматических комплексов Сонгинского блока отражают вулканогенные и вулканогенно-осадочные тощи Холбонурской зоны [38]. В ее строении участвуют три тектонические пластины разного строения (см. рис. 3) при мощности заключенных в их пределах стратифицированных единиц до 2000 м и более. Одна из них сложена метабазальтами OIB типа, вторая — метабазальтами E-MORB типа с прослоями кремнистых сланцев и кварцитов, реже карбонатов. Третья пластина образована эффузивами базальт-андезит-риолитовой островодужной серии, мощной толщей терригенных пород, которая сопоставляется с образованиями аккреционной призмы, а также массивами плагиогранитоидов холбонурского комплекса [17]. Для пород островодужной серии U–Pb методом по циркону получены оценки возраста в интервале 860–890 млн лет [17, 38]. Можно полагать, что в этом же возрастном интервале, но в иной геодинамической обстановке происходило формирование комплексов пород, связанных с активностью мантийного плюма в океане (OIB тип лав), и базальтов, характерных для спрединговых центров (E-MORB тип лав). Вулканиты и гранитоиды всех этих комплексов, включая сопряженные с ними осадочные породы, характеризуются преимущественно положительными значениями åNd(0.86) (для вулканитов +2.6 — +6.5) [38].

Дзабхан-Мандалская зона. Данная зона образована серией тектонических пластин, сложенных в основном такими же породными ассоциациями, что и Холбонурская зона, и с теми же возрастными рубежами их формирования [18, 38]. Кроме того, получены возрастные оценки в интервале 930–959 млн лет для пироксенит-габбро-плагиогранитной ассоциации [58], которая по своим геохимическим и изотопным (åNd(0.95) = +5.8 — +6.1) характеристикам отвечает комплексу пород внутриокеанической дуги. Эти оценки позволяют считать, что формирование островодужного комплекса Сонгинского блока началось не позднее 960 млн лет назад. При сходстве породных ассоциаций с Холбонурской зоной, породы Дзабхан-Мандалской зоны отличаются существенно более высокой степенью метаморфизма. В них установлен более ранний (856 млн лет) метаморфизм. Возраст этого метаморфизма и сопряженных с ним диоритов и гнейсогранитов совпадает с возрастом гранитоидов холбонурского комплекса, что позволяет предположить принадлежность пород обеих зон к разным уровням общей для них островной дуги. Такое предположение подтверждается сходством изотопных характеристик пород Дзабхан-Мандалской (åNd(0.86) = +1.9 — +6.1) и Холбонурской зон [18]. Умеренно отрицательные значения åNd свойственны только некоторым метаосадочным породам, что свидетельствует о привносе в область их аккумуляции продуктов с древнекоровыми характеристиками.

Баяннурская зона. В отличие от Холбонурской и Дзабхан-Мандалской зон метатеригенные породы Баяннурской зоны характеризуются отрицательными значениями åNd(0.86) = -10 — -4.0 и модельными изотопными возрастами tNd(DM) = 2.3–1.8 млрд лет [17]. Область накопления пород этой зоны, по-видимому, может быть сопоставлена с турбидитовым или задуговым бассейном, который отделял океанические и островодужные комплексы Холбонурской и Дзабхан-Мандалской зон от континентальных источников сноса с характеристиками палеопротерозойской коры [38].

Формирование структуры Сонгинского блока произошло около 800 млн лет назад вследствие аккреции комплексов, развивавшихся до этого автономно, — островной дуги, океанического острова, спредингового центра и задугового бассейна. Аккреция сопровождалась метаморфизмом, складчатостью и тектоническим совмещением пластин разного состава, которые зафиксированы синметаморфическими гранитоидами с возрастом около 800 млн лет в Баяннурской и Дзабхан-Мандалской зонах, а также посткинематическими гранитами Баяннурского и Дзабханского массивов с возрастами 786–790 млн. лет и расслоенными базитами Онцулинского массива с возрастом 784 млн лет [17, 18]. Для посткинематических гранитоидов характерны широкие вариации изотопного состава Nd (åNd(0.8) = -8 — +3.5), которые, очевидно, свидетельствуют о тектоническом перемешивании в источнике плавления пород всех комплексов, участвовавших в аккреции [38].

Посткинематические магматические породы Сонгинского блока имеют внутриплитные геохимические характеристики, а породы Баяннурского массива в значительной степени соответствуют гранитоидам А-типа [38]. Габброиды Онцулинского массива геохимически близки к продуктам обогащенных мантийных источников (РМ-OIB), хотя их производные, слагающие отдельные тела габбро-диоритов, формировались при существенном участии коровой контаминации исходных магм [38].

Тарбагатайский блок. Он отделен от Сонгинского выходами позднепалеозойских гранитоидов Хангайского батолита, что делает границу между ними неопределенной (см. рис. 2). В строении блока выделяется две зоны — раннедокембрийская и ранненеопротерозойская. Раннедокембрийская зона сложена основном эндербитовыми гнейсами идерского комплекса, протолит которых сформировался около 2550 млн лет назад [57] и характеризуется архейскими Nd-модельными возрастами (tNd(DM) = 2.8–3.0 млрд лет). Породы подверглись двухэтапному метаморфизма, более древний гранулитовый зафиксирован синкинематическими гнейсо-гранитами с возрастом 2220 млн лет [16], более молодой амфиболитовый приурочен к рубежу 1855 млн лет [57]. В строении раннедокембрийской зоны участвуют также породы габбро-анортозитового комплекса с возрастом 1784 млн лет [16].

Ранненеопротерозойская Джаргалантская зона обрамляет с севера гнейсы идерского комплекса и сложена амфиболитами и биотитовыми гнейсами с линзами мраморов. Их верхнюю возрастную границу определяют субавтохтонные гранитоиды с возрастом около 800 млн лет [16]. Для метаосадочных пород характерны низкие значения åNd(0.8) = -4 — -5 при tNd(DM) = 1.8-1.9 млрд лет, для гнейсогранитов åNd(0.8) = +1.1 — -2.6 при tNd(DM) = 1.3-1.8 млрд лет. Посткинематические субщелочные порфировидные гранитоиды А-типа с возрастом 774 ± 3 млн лет по изотопному составу (åNd(0.8) = +1 — -4.0) и геохимическим характеристикам близки к таким же гранитам Сонгинского блока [38].

Сопоставление Сонгинского (Холбонурская, Дзабхан-Мандалская зоны) и Тарбагатайского (Джаргалантская зона) блоков (рис. 4) показывает общее для них время аккреции (802 ± 6 и 797 ± 3 млн лет, соответственно) и сходство составов участвующих в их строении магматических пород. Геохимические особенности свидетельствуют об образовании этих пород в обстановке ювенильной островной дуги, но изотопные составы Nd в гранитоидах Джаргалантской зоны [16, 18] имеют промежуточные характеристики между составами базитов и терригенных пород Сонгинского блока (см. рис. 4). По изотопному составу Nd они близки к посткинематическим гранитоидам Сонгинского блока, что позволяет предполагать для них привнос терригенного материала в источники магм. Посткинематические субщелочные граниты Джаргалантской зоны также, как играниты Баяннурского массива, обладают геохимическими характеристиками гранитоидов А-типа. Эти черты сходства и близкое расположение позволяют объединить структуры Сонгинского и Тарбагатайского блоков в единый Сонгино-Тарбагатайский террейн, который был сформирован на рубеже 800 млн лет в результате аккреции островных, спрединговых, островодужных и турбидитовых комплексов к жесткому континентальному массиву, фрагмент которого представлен идерским комплексом Тарбагатайского блока. В пределах последнего коллизионному событию предположительно соответствуют пологие зоны бластомилонитов и зеленосланцевый метаморфизм, наложенные на позднепалеопротерозойские анортозиты [16].

 

Рис. 4. Схема корреляции этапов формирования структурных зон Сонгинского и Тарбагатайского блоков (с использованием данных [16–18, 38]). Обозначены (цифры жирным прямым) возрасты пород, млн лет. Обозначены (цифры жирным курсивом) Nd модельные возрасты, млн лет — величины åNd(t) рассчитаны на 800 млн лет.

 

Более поздние события в пределах террейна связаны с процессами причленения раннепалеозойских (каледонских) структур Центрально-Азиатского пояса и внедрением массивов позднекембрийских и раннеордовикских гранитоидов.

Дзабханский (Байдарагский) террейн (микроконтинент). Он расположен на юге Хангайской группы (см. рис. 2). В его строении выделяются раннедокембрийские Байдарагская и Дзабханская и поздненеопротерозойские Баян-Хонгорская и Тацаингольская зоны (блоки). Граница Дзабханского и Сонгино-Тарбагатайского террейнов определяется крупным разломом запад-северо-западного простирания, который западнее согласно [4] прослеживается в субширотном направлении вдоль соответствующего сегмента р.Дзабхан, а к востоку и далее трассируется границей с Баян-Хонгорской офиолитовой зоной. С юга террейн ограничивается раннепалеозойскими структурами Долины Озер.

Байдарагский блок. Он образует ядро микроконтинента и сложен неоархейским (байдарагинским) и палеопротерозойским (бумбугерским) кристаллическими комплексами, которые с несогласием перекрыты рифейским чехлом [12, 25, 31]. Ортогнейсы, пироксенсодержащие кристаллические сланцы и амфиболиты байдарагинского комплекса возникли в интервале 2848–2646 млн лет и характеризуются Nd изотопными модельными возрастами tNd(DM-2st) = 3.3–2.9 млрд лет [15]. В интервале 2550–2480 млн лет они претерпели гранулитовый метаморфизм. Метатерригенные породы бумбугерского комплекса сформировались к рубежу 2364 ± 6 млн лет, сопряженному с метаморфизмом гранулитовой фации. Следующим важным этапом в структурной эволюции блока стал метаморфизм амфиболитовой фации, охвативший породы обоих комплексов и сопровождавшийся внедрением синметаморфических гранитоидов с возрастом 1850 млн лет [15]. В строении блока участвуют также анортозиты Олон-Худукского массива, внедрившиеся в конце позднего палеопротерозоя ~ 1650 млн лет назад [30]. Осадочный чехол Байдарагского блока, выделяется как ульдзитгольский комплекс, разрез которого начинается мощной пачкой кварцитов и конгломератов, вверх сменяющимися метапесчаниками, черными сланцами и мраморизованными доломитами [25]. Возраст комплекса оценен по строматолитам и калий-аргоновым датировкам ~ 840 млн лет и соответствует раннему неопротерозою.

Дзабханский блок. Он является западным продолжением Байдарагского блока. В его пределах фундамент погребен под неопротерозойским чехольным комплексом, представленным кислыми лавами и игнимбритами дзабханской серии с возрастом 777 ± 6 млн лет [79], с которыми сопряжены щелочные граниты Яманульского массива с возрастом 757 млн лет. Nd модельные возрасты этих пород (tNd(DM-2st) = 2.2–2.7 млрд лет) указывают на наличие под лавовым чехлом пород архейской и палеопротерозойской коры. Лавовая серия перекрыта терригенными отложениями свиты Хасакту [39] и карбонатным чехлом цаганоломской свиты, возраст которой оценивается в 630 млн лет [26].

Баян-Хонгорская офиолитовая зона. Она ограничивает Байдаракский блок с севера и сложена породами офиолитовой ассоциации [7, 40] возраст которых варьирует в интервале в 665–636 млн лет [11, 51]. Базиты офиолитов по геохимическим параметрам близки к породам океанических лавовых плато или океанических островов. В то же время изотопный состав Nd (eNd(t)) в этих породах варьируют от +8.4 до +11.5, что указывает на их образование из сильно деплетированного верхнемантийного источника, обогащенного несовместимыми элементами непосредственно перед плавлением. Это океанического плато развивалось примерно до рубежа около 560–570 млн лет в режиме гайота, о чем свидетельствует накопление в его пределах мощных карбонатных толщ позднего венда-раннего кембрия [51].

Тацаингольский блок. Он располагается в юго-восточной части террейна на границе Баян-Хонгорской зоны и Байдарагского блока. В строении блока участвует ряд тектонических пластин, сложенных мраморами, гнейсами, амфиболитами и кварцитами. Геохимические характеристики пород соответствуют обстановке энсиалической островной дуги или активной континентальной окраины. По изотопному составу (eNd(t) = -2 — -11) они занимают промежуточную позицию между составами пород Баян-Хонгорской зоны и раннедокембрийских образований Байдарагского блока. Это позволяет предположить совмещение последних в источнике пород Тацаингольского блока при аккреции островодужных и океанических комплексов с Байдарагским блоком, произошедшей не позднее 560 млн лет назад [15].

При сопоставлении Сонгино-Табагатайского и Дзабханского террейнов можно отметить следующие различия в их строении и развитии. Их раннедокембрийские комплексы различаются основными этапами развития (см. рис. 4), что может свидетельствовать об их принадлежности разным континентальным структурам. Общим для них стал метаморфизм на рубеже ~ 1850 млн лет, который охватил ряд материков при формировании суперконтинента Колумбия [41, 46].

Определенные различия, рассматриваемые террейны, имеют и на протяжении неопротерозойской эволюции. В пределах Дзабханского террейна неизвестны ранненеопротерозойские образования, а в Сонгино-Тарбагатайском отсутствуют поздненеопротерозойские комплексы. Общими для них стали внутриплитные процессы, приведшие к образованию гранитоидов А-типа и массивов расслоенных габброидов с возрастами 800–780 млн лет в Сонгин-Табагатайском террейне, а также вулканитов дзабханской серии и щелочных гранитов с оценками возраста 777–756 млн лет в пределах Дзабханского террейна. Объединяет их также чехольный комплекс карбонатов цаганоломской и баянгольской свит, что позволяет предположить связь вхождения Дзабханского террейна в Хангайскую группу с поздненеопротерозойскими событиями, предшествовавшими формирования цаганоломского карбонатного чехла.

Тувино-Монгольский террейн (микроконтинент)

Тувино-Монгольский террейн расположен севернее Сонгино-Тарбагатайского вблизи южного края Сибирской платформы. От Сонгино-Тарбагатайского террейна он отделен каледонидами Идерской зоны (рис. 5). Тувино-Монгольский террейн сложен гетерогенными и различными по возрасту комплексами, которые участвуют в строении блоков или зон: раннедокембрийского Гарганского, ранненеопротерозойской Дунжугурской и поздненеопротерозойских Окинской и Шишхидской [14, 19–21, 60].

 

Рис. 5. Схема строения Тувино-Монгольского террейна (с использованием [29–31]).

1–2 — складчатые структуры: 1 — раннепалеозойские, 2 — неопротерозойские нерасчлененные; 3 — Сибирская платформа; 4–10 — комплексы Тувино-Монгольского террейна: 4 — позднеархейские Гарганской глыбы, 5 — ранненеопротерозойские Дунжугурской островной дуги, 6 — поздненеопротерозойские Окинской аккреционной призмы, 7 — поздненеопротерозойские активной окраины (сархойская серия), 8 — поздненеопротерозойские Шишхидской островной дуги, 9 — поздненеопротерозойские Восточно-Тувинского орогенного прогиба, 10 — венд-кембрийский карбонатный чехол

 

Гарганский блок. Он является ядром Тувино-Монгольского террейна и сложен породами тоналит-трондьемитовой ассоциации: тоналитами, трондьемитами, амфиболитами, ультраметаморфическими гранитоидами, возраст которой оценен в 2.73 млрд лет [1].

Дунжугурская зона. Образована комплексом пород, типичным для офиолитовых ассоциаций надсубдукционного типа [19, 21]. Его формирование относится к ранней стадии развития островной дуги, зародившейся около 1020 млн лет назад [52]. Последующее развитие этой дуги вплоть до времени ее аккреции с Гарганским блоком было реконструировано на основе анализа возраста детритовых цирконов из осадочных пород [21]. Было показано, что дуга развивалась на протяжении около 200 млн лет и была аккретирована к континентальному массиву, включавшему Гарганский блок, около 800 млн лет назад [21]

В интервале 805–770 млн лет породы новообразованного аккреционного комплекса были перекрыты породами сархойской серии и прорваны тоналитами сумсунурского комплекса [20, 21]. В строении сархойской серии участвуют пестроцветные терригенные и вулканические породы, геохимические характеристики которых указывают на их формирование в обстановке активной континентальной окраины [19]. В то же время относимые к вулканическому комплексу гранофиры обладают геохимическими характеристиками гранитов А-типа, что, возможно, фиксирует режим проявления внутриплитной активности в процессе формирования этой серии пород.

Окинская зона. Обрамляет Дунжугурскую зону с севера и запада, сложена породами окинской серии. В ее строении участвуют неравномерно метаморфизованные песчано-сланцевые, флишевые и вулканогенно-осадочные толщи, содержащие пластины базальтов и габброидов. Породы окинской серии прорваны большим количеством силлов основного состава, для которых получены поздненеопротерозойские — 757 ± 16 млн лет оценки возраста. Структура и состав комплексов Окинской зоны позволят отнести их к образованиям аккреционной призмы, формировавшей перед фронтом активной континентальной окраины, представленной вулканитами сархойской серии [19].

Шишхидская зона. Она представлена одноименным офиолитовым поясом, который располагается к западу и северу от Окинской зоны. В его строении участвуют реститовые ультрабазиты, кумулятивное габбро, дайковый и вулканический комплексы, формирование которых было связано с рифтингом, сменившимся затем надсубдукционной обстановкой [19]. Датирование кислых вулканитов показало, что дуга возникла около 800 ± 3 млн лет назад [21, 60], ее развитие завершилось около 600 млн лет в результате аккреции к Дунжугурскому блоку.

Комплексы, формирование которых происходило на эдиакарско-раннекембрийской стадии эволюции Тувино-Монгольского террейна, представлены метаморфическими образованиями Западного Сангилена. Их образование связывается с обстановками островных дуг и рифтовых зон на пассивных окраинах. Эти комплексы возникли в позднем эдиакарии и были аккретированы к неопротерозойским структурам террейна на протяжении раннего кембрия 540–520 млн лет назад [14]. Участвующие в их строении ортопороды несут характеристики ювенильной коры (eNd(t) = +5 — +9.5), формировавшейся почти без влияния древнекорового материала. Ассоциирующие с ними кластические породы характеризуются величинами eNd(t) = (-2 — -7.6), свидетельствующими, что источниками сноса для них являлись блоки коры с палео- и мезопротерозойскими Nd- изотопными характеристиками [14].

Северо-Забайкальская группа террейнов

Данная группа докембрийских террейнов, которая включает Байкало-Муйский пояс и Баргузино-Витимский супертеррейн, расположена вблизи края Сибирской платформы в Забайкальской части Центрально-Азиатского пояса [27] (рис. 6).

 

Рис. 6. Схема строения Северо-Забайкальской группы террейнов (составлена с использованием [27]).

1 — Сибирская платформа; 2 — Байкало-Патомская область; 3–5 — структуры Байкало-Муйского пояса: 3 — ранненеопротерозойские (Кичерская и Парам-Щаманская зоны), 4 — поздненеопротерозойские (Янская, Светлинская и Каралон-Мамаканская зоны), 5 — переработанной палеопротерозойской коры (Анамакит-Муйская зона); 6 — комплексы поздненеопротерозойского Катеро-Уакитского турбидитового прогиба; 7 — структуры Баргузино-Витимского супертеррейна; 8 — раннепалеозойские структуры Ольхонской зоны; 9 — нерасчлененные палеозойские структуры Центрально-Азиатского пояса; 10 — разломы

 

Байкало-Муйский пояс. Он представляет крупный блок неопротерозойских структур, формирование которых протекало в два этапа ювенильного корообразования — ранне- и поздненеопротерозойский (ранне- и позднебайкальский). Раннебайкальский возраст имеют комплексы пород Кичерской, Парам-Шаманской и Анамакит-Муйской зон. Позднебайкальским ювенильным структурам отвечают Каралон-Мамаканская, Катеро-Уакитская и Янская зоны [27].

Ранненеопротерозойские структуры. Наиболее ярко ювенильный характер ранненеопротерозойского корообразования проявлен в структурах Кичерской и Парам-Шаманской зон. Их наиболее древними образованиями являются амфиболиты нюрундуканского и несмуринского комплексов, соответственно. Состав нюрундуканского комплекса определяют толеитовые базальты N-MORB и E-MORB-типов и габброиды [27], возраст которых оценен в интервале 1035 ± 92 — 907 ± 120 млн лет (Sm-Nd метод) [27]. Их верхняя возрастная граница зафиксирована синметаморфическими плагиогранито-гнейсами, сформированными 815 ± 46 млн лет назад [27]. В строении нюрундуканского комплекса отмечаются также амфиболиты с характеристиками базальтов IAB-типа. Изотопные характеристики всех этих пород (eNd(1,0) = +5.6 до +7.9) близки к составу деплетированной мантии (åNd(1,0) = +7.9). Скорее всего, близкий изотопный состав имеют и амфиболиты несмуринской толщи. На это указывает состав сланцев (åNd(0.85) = +7.1) и плагиогранитов (eNd(0.8) = +4.8 — +6.7, tNd(DM) = 1.0-0.90 млрд лет), ассоциирующих с амфиболитами несмуринской толщи. Эти характеристики свидетельствуют о ювенильной (не древнее ~1 млрд лет) природе коры обеих зон [27].

Вулканические части разреза в обеих зонах перекрыты метатерригенными толщами, включающими биотитовые сланцы и метапесчаники с горизонтами углеродисто-кремнистых сланцев, метабазальтов, в том числе высокотитанистых, плагиориолитов и линзами карбонатов. В Кичерской зоне для них получена оценка возраста 762 ± 6 млн лет [27].

Ранненеопротерозойские образования Анамакит-Муйской зоны имеют иное строение. Низы ее разреза сложены метаосадочными породами, обладающие близкими к нулю величинами eNd(0.8) = –0.4 - +0.3 и мезопротерозойскими значениями tNd(DM) = 1.7 - 1.5 млрд лет [27]. Этот комплекс пород перекрыт карбонатно-терригенными толщами с редкими телами основных и кислых метавулканитов (eNd(0.8) = +1.0 - +4.2 и tNd(DM) = 1.5 - 1.2 млрд лет).

Завершается разрез толщами основных и кислых вулканитов, возраст которых оценен в интер вале 825–815 млн лет [27]. С ними ассоциируют породы габбро-диорит-плагиогранитного муйского комплекса c возрастом 812 ± 19 млн лет. Изотопные характеристики метариолитов составляют eNd(0.82) = –2.6 — -13.6 и tNd(DM-2st) = = 1.6–2.4 млрд лет, что указывает на участие в их образовании коровых источников палеопротерозойского или позднеархейского возраста. Среди структур Байкало-Муйского пояса эта зона в целом выделяется изотопно-геохимическими характеристиками пород, свидетельствующими о существенном вкладе в их состав палеопротерозойских коровых источников.

Формирования ранненеопротерозойских (ран небайкальских) структур Байкало-Муйского пояса завершилось метаморфизмом и становлением массивов гнейсо-гранитов илеирского комплекса с возрастом 784 ± 6 и 786 ± 9 млн лет [27]. С завершающим постколлизионным этапом раннебайкальского цикла (780 ± 20 — 720 ± 20 млн лет) связано становление внутриплитных (анорогенных) магматических ассоциаций. К ним относятся трахириолиты жанокской свиты с возрастом 723 ± 4 млн лет, близкие к ним по возрасту гипабиссальные калиевые гранитоиды бамбукойского комплекса, расслоенные анортозит-габбровые и гарцбургит-пироксенит-габбровые плутоны с возрастами 735 ± 26 млн лет и 769 ± 33 млн лет, соответственно, а также крупные массивы высокотитанистых габбро, для которых получены оценки возрастов 730 и 770 млн лет [27, 35].

Поздненеопротерозойские корообразующие процессы. Они широко проявились в пределах всех структур Байкало-Муйского пояса. В частности в Кичерской зоне им соответствуют амфиболиты и двупироксеновые кристаллические сланцы Богучанской и Курлинской тектонических пластин, обладающие характеристиками базальтов OIB и E-MORB-типа и сформированные в интервале 650–620 млн лет назад. Новообразованными структурами этого времени стали Каралон-Мамаканская, Катеро-Уакитская и Янская зоны. Их развитие началось с формирования в интервале 700–665 млн лет назад контрастно дифференцированных вулканических толщ c высокими положительными значениями åNd(t) от +6.5 до +8.2 [27]. Позднее образовались мигматит-плутоны плагиогранитов — 650 млн лет, массивы габбро-диорит-плагиогранитной — 625–604 млн лет и пироксенит-габбро-норитовой — 612 ± 34 млн лет ассоциаций.

Все эти породы имеют высокие положительные величины åNd(t) в диапазоне от +3.5 до +8.6 и Nd модельный возраст tNd(DM) = 1.0–0.70 млрд лет, указывающие на их связь с ювенильными корообразующими процессами [27]. Завершение позднебайкальского цикла совпадает с началом постколлизионного или орогенного этапа развития всей территории Байкальской складчатой области и фиксируется образованием на рубеже 590 ± 5 млн лет депрессий с континентальными кислыми вулканитами падринской серии.

Баргузино-Витимская складчатая область, или супертеррейн. Он отвечает той части Забайкалья, которая была существенно переработана гранитами Ангаро-Витимского батолита, поэтому судить о ее строении приходится по останцам и провесам кровли различных размеров, отмечаемым среди гранитоидов батолита. В составе супертеррейна различают Амалатский, Баргузинский, Витимкан-Ципинский и Итанца-Туркинский террейны [27]. Разновозрастные (раннебайкальские, позднебайкальские и раннекаледонские) образования супертеррейна обладают сходством общего карбонатно-терригенного состава с присутствием редких потоков и экструзий вулканитов основного и кислого состава. Фрагментом комплекса основания этих террейнов может служить небольшая тектоническая пластина мигматизированных амфиболитов в хребте Шаман с возрастом плагиомигматитов 972 ± 14 млн лет [27]. Другим примером достоверно установленных ранненеопротерозойских образований являются метатерригенные породы Амалатского террейна. Верхний предел их формирования определяется синтектоническими гнейсо-гранитами с возрастом 790 ± 6 млн лет [27]. Эти метаосадки характеризуются палеопротерозойскими Nd модельными изотопными возрастами tNd(DM) ≥1.6 млрд лет.

Изотопный состав осадочных пород супертеррейна свидетельствует о палеопротерозойском возрасте континентальной коры, служившей поставщиком терригенного материала, и о смешении ее продуктов с ювенильными неопротерозойскими источниками. Этот вывод подтвержден результатами изучения детритовых цирконов из биотитовых гнейсов Итанца-Туркинского террейна [36]. Их возрасты группируются в интервалах значений 2210–2590, 713–807 и 651–693 млн лет, которые указывают на участие неоархейско-палеопротерозойских коровых и неопротерозойских ювенильных комплексов в осадочном выполнении супертеррейна. По-видимому, комплекс структур Баргузино-Витимского супертеррейна следует рассматривать как задуговой бассейн, располагавшийся между блоками новообразованной коры и континентальным массивом. Отсутствие среди цирконов генераций с возрастом ~1.8 млрд лет [36] свидетельствует, что этот континенальный массив не был связан с Сибирским кратоном.

Докембрийские террейны западной части Центрально-Азиатского пояса

В западной части пояса, охватывающей территории Казахстана, Кыргызстана и Северо-Западного Китая, выделяются различного размера докембрийские террейны, находящиеся среди нижнепалеозойских аккреционных и островодужных комплексов (рис. 7) [44]. В строении этих террейнов участвуют раннедокембрийские и мезопротерозойские метаосадочные и метамагматические комплексы, но явно преобладают магматические и осадочные породы неопротерозоя.

 

Рис. 7. Схема распределения докембрийских террейнов в западной части Центрально-Азиатского пояса (составлена с использованием данных [44]).

Террейны: Северного Казахстана — 1, Актау-Илийский — 2, Иссык-Кульский — 3, Китайского Центрального Тянь-Шаня — 4, Улутау-Сарыджазский — 5, Каратау-Таласский — 6, Чуйско-Кендыктасский — 7, Жельтавский — 8.

1–2 — террейны групп: 1 — Исседонской, 2 — Улутау-Моюнкумской; 3 — докембрийские комплексы Таримского кратона; 4 — палеозойские складчатые комплексы Центрально-Азиатского пояса; 5 — мезозойско-кайнозойский чехол; 6 — граница, разделяющая террейны Исседонской и Улутау-Моюнкумской групп

 

Террейны западных районов Центрально-Азиатского орогенного пояса в соответствии с особенностями их состава и строения объединены в две группы [44]:

  • северо-восточную (Исседонскую),
  • юго-западную (Улутау-Моюнкумскую).

Данные грауппы различаются особенностями позднедокембрийской тектоно-магматической эволюции.

Террейны Исседонской группы

Эта группа террейнов объединяет блоки докембрийской коры Северного Казахстана, в том числе Кокчетавский, а также террейны Актау-Илийский, Иссык-Кульский и Китайского Центрального Тянь-Шаня (см. рис. 7).

Общей их особенностью стали масштабные проявления кислого магматизма в мезопротерозое [44]. В раннем мезопротерозое (1410–1450 млн лет) магматизм проявился в восточной части террейна Китайского ЦентральногоТянь-Шаня, где широко развиты гранодиориты и граниты, которые по геохимическим характеристикам могут быть отнесены к образованиям энсиалических островных дуг. Изотопный состав гафния в цирконах этих гранитоидов (åHf(t) = –1.0 — +8.2) позволяет предполагать, что источником этих пород служил в основном ювенильный материал с небольшой добавкой древнего корового вещества [80]. В тоже время изотопные характеристики (åNd(t) = -3.0 — +6.1; tNd(DM) = 1.3—2.3 млрд лет) мезо- и неопротерозойских метаосадочных пород этого террейна свидетельствуют, что их источниками служили палеопротерозойские коровые комплексы [44].

В позднем мезопротерозое (1050–1150 млн лет) магматизм охватил докембрийские блоки Северного Казахстана, террейны Иссык-Кульский и Китайского Центрального Тянь-Шаня [43, 44, 49, 56]. В основном он протекал во внутриконтинентальной обстановке вне связи с конвергентными границами, реже (террейн Китайского Центрального Тянь-Шаня) отмечаются породы, формировавшиеся в пределах активных континентальных окраин [44]. В результате были сформированы многочисленные массивы гранитоидов, а также риолит-базальтовые и риолитовые вулканические ассоциации, возникшие согласно Nd-изотопным характеристикам (tNd(DM) = 2100–2600 млн лет) преимущественно за счет переработки раннедокембрийской континентальной коры [34, 43, 49, 56]. Рубежным событием в истории террейнов этой группы стало формирование мощных (более 1000 м) кварцито-сланцевых толщ, начало накопления которых пришлось на границу мезо- и неопротерозоя (~ 1000 млн лет назад) и продолжалось в течение около 100 млн лет. Эти толщи служат стратиграфическим маркером завершения гренвильского тектоногенеза. Согласно данным [6] их накопление происходило в условиях близких к условиям накопления платформенного чехла в обстановках регрессирующего бассейна. Источниками сноса при накоплении этих толщ являлись в основном мезо- и палеопротерозойские образования, среди которых значительную роль играли комплексы, имевшие относительно короткую коровую предысторию [10, 53].

Следующий этап тектоно-магматической эволюции террейнов Исседонской группы охватил интервал между 930 и 870 млн лет и был связан со становлением риолит-гранитных ассоциаций и серии крупных массивов гранитоидов [32, 74]. В соответствии с данными Nd-изотопных исследований (tNd(DM) = 1.7–1.9 млрд лет; åNd(t) = -1.9 — -3.5) источниками этих пород служили раннедокембрийские сиалические комплексы, при незначительной роли ювенильного материла. По петро-геохимическим характеристикам вулканиты и граниты в основном близки к коровым анорогенным гранитам типа А-2, на востоке региона (террейн Китайского Центрального Тянь-Шаня) встречаются гранитоиды, формировавшиеся в пределах активных континентальных окраин или энсиалических островных дуг [32, 44, 74].

Завершили ранненеопротерозойскую магматическую историю рассматриваемой группы террейнов внутриплитные габброиды, габбро-диориты, щелочные гранитоиды, а также контрастные вулкано-плутонические ассоциации события, которые возникли в середине неопротерозоя (780 и 730–750 млн лет) [47]. Распространение этих комплексов было ограничено восточной частью Актау-Илийского и Китайского Центрально-Тяньшаньского террейнов, что, вероятно, связано с проявлениями рифтогенных процессов вдоль северо-восточного фланга этой группы террейнов. Комплексы позднего неопротерозоя не получили широкого распространения в пределах террейнов Исседонской группы. Полагаем, что к началу этого этапа относится начало накопления терригенных, терригенно-карбонатных и карбонатных толщ, в верхах разреза которых иногда появляются тиллиты [61].

Террейны Улутау-Моюнкумской группы

Данная группа террейнов включает Улутау-Сарыджазский, Каратау-Таласский, Чуйско-Кендыкстасский и Жельтавский террейны (см. рис. 7). Наиболее древние комплексы в их пределах включают метаосадочные породы и метаморфизованные гранитоиды, возникшие около 1800–1850 и 2300 млн лет назад [33, 59] с изотопными характеристиками, отвечающими неоархейскому источнику (åNd = –3.8; tNd(DM) = 2600 млн лет) [33, 59]. К мезопротерозойским и ранненеопротерозойским комплексам отнесены осадочные породы, в том числе различные сланцы, кварциты, известняки и доломиты [44].

Наиболее распространенными в террейнах юго-западной группы являются образования конца раннего и начала позднего неопротерозоя. Среди них преобладают вулканогенные и вулканогенно-осадочные толщи кислого или контрастного (риолит-базальтового) состава и гранитоиды, сходный состав и близкий возраст которых позволяет рассматривать их в составе вулкано-плутонических ассоциаций. В соответствие с имеющимися оценками возраста их формирование произошло в интервале от 850 до 750 млн лет [44, 48, 54, 55, 67]. Согласно с данными изотопных исследований (åNd(t) = -5.9 — -1.7; tNd(DM) = 1.7—1.9 млрд лет) источником кислых пород этих ассоциаций служил раннедокембрийский сиалический субстрат [44, 54, 55, 67]. Считается, что этот магматизм протекал во внутриплитных условиях, возможно, как результат заложения крупного рифтогенного прогиба на палеопротерозойском основании [44].

Докембрийская эволюция этой группы террейнов завершается формированием сложно построенного неметаморфизованного вулканогенно-осадочного комплекса позднего криогения-эдиакария, с которым было связано внедрение щелочных сиенитов карсакпайского комплекса (673 ± 2 млн лет) [44]. В нижней части разрезов этого комплекса преобладают полимиктовые и аркозовые терригенные породы, а также эффузивы, туфы и вулканогенно-осадочные породы кислого и основного состава. Верхняя часть комплекса в основном сложена различными терригенными и терригенно-карбонатными породами, которые согласно перекрываются кембрийскими черносланцевыми и сланцево-карбонатными толщами. В составе этой серии пород выделяются два уровня тиллитов и тиллитоподобных конгломератов. Их формирование происходило в интервале 630–540 млн лет [44], определяя тем самым интервал формирования всей серии пород.

Сравнительная характеристика докембрийских террейнов Центрально-Азиатского пояса

Проведенный анализ данных показал, что докембрийские террейны Центрально-Азиатского орогенного пояса не являются однородными и имеют существенные отличия. Прежде всего, различаются террейны разных областей пояса. Так в строении террейнов его восточной и центральной частей преобладают комплексы, сформированные в результате неопротерозойского ювенильного корообразования, тогда как на западе пояса террейны представляют структуры, кора которых сформировалась преимущественно в палеопротерозое. В их строении полностью отсутствуют неопротерозойские образования, которые можно сопоставить с комплексами энсиматических островных дуг и аккреционных призм, широко распространенных на востоке Центрально-Азиатского пояса [19, 52, 60]. Но и внутри этих групп террейнов отмечаются определенные различия, свидетельствующие о независимой истории формировании отдельных террейнов.

Террейны восточной и центральной частей пояса

В истории формирования террейнов этих частей пояса четко различаются два цикла тектогенеза — ранненеопротерозойский (раннебайкальский — 1.0–0.72 млрд лет) и поздненеопротерозойский (позднебайкальский — 0.72–0.59 млрд лет) — с эпохами складчатых деформаций, метаморфизмом и становлением гранитоидов на рубежах 0.81–0.78 и 0.6–0.56 млрд лет [16–18, 20, 21, 27, 38].

Ранненеопротерозойский этап. Данный этап характеризовался доминированием процессов ювенильного корообразования в большинстве террейнов центральной и восточной частей пояса (рис. 8). В это время были сформированы комплексы пород, возникшие в разных структурных обстановках палеоокеанического бассейна: срединно-океанических хребтов (толеитовые базальты N-MORB и E-MORB-типов в строении толщи шубун Сонгинского блока, нюрундуканской и несмуринской толщ в составе Байкало-Муйского пояса), океанических островов (метабазальтовый комплекс Сонгинского блока), островных дуг — известково-щелочные породы Дунжугурской зоны Тувино-Монгольского террейна, Кичерской и Анамакит-Муйской зон Байкало-Муйского пояса и Сонгино-Тарбагатайского террейна Хангайской группы (рис. 9). Породы этих комплексов характеризуются преимущественно положительными величинами eNd(t) (рис. 10), указывающими на ювенильный (не древнее ~ 1 млрд лет) характер сформированной ими коры [16–18, 38]. Сопровождающие их осадочные породы несут изотопно-геохимические метки, свидетельствующие о преобладающем участии в их образовании ювенильных источников сноса и, следовательно, об их накоплении вдали от континентальных масс с характеристиками зрелой коры. Роль последних становится если не определяющей, то существенной в терригенных отложениях, формирующих отдельные зоны в строении аккреционных террейнов, например, Баргузино-Витимского супертеррейна или Баяннурской зоны Сонгинского блока. По-видимому, такие отложения отвечают комплексам окраинных морей, отделявшим структуры на океанической коре от континентальных массивов.

 

Рис. 8 Схема корреляции основных этапов эволюции крупнейших докембрийских террейнов центрального и восточного сегментов Центрально-Азиатского пояса (с использованием данных [16-18, 27, 38]).

Обозначены (цифры жирным прямым) возрасты пород, млн лет. Обозначены (цифры жирным курсивом) Nd-модельные возрасты, млн лет.

 

Рис. 9. Геохимические характеристики основных магматических пород, участвующих в строении ювенильной коры террейнов Центрально-Азиатского орогенного пояса (с использованием данных [20, 38, 60]).

Эталонные составы базальтов OIB, N-MORB и IAB типов (по [71]).

А — составы пород океанических комплексов Сонгинского блока и Байкало-Муйской зоны; Б — составы пород океанических комплексов Баян-Хонгорской и Шишхидсккой зон; В — составы пород островодужных комплексов.

1–2 — поля составов ранненеопротерозойских пород Холбонурской зоны Сонгинского блока: 1 — метабазальтов OIB типа, 2 — метабазальтов E-MORB-типа; 3 — средние составы неопротерозойских базальтов OIB и N-MORB-типа Байкало-Муйского пояса; 4–5 — составы пород поздненеопротерозойской Баян-Хонгорской зоны: 4 — базальтов OIB типа, 5 — базальтов N-MORB типа; 6 — средние составы поздненеопротерозойских базальтов OIB и N-MORB типов Шишхидской зоны; 7–9 — составы пород ранненеопротерозойских островодужных комплексов: 7 — Кичерской зоны БМП, 8 — Холбонурской зоны Сонгинского блока, 9 — Дунжугурской зоны

 

Рис. 10. Изотопные характеристики пород докембрийских террейнов центральных и восточных участков Центрально-Азиатского пояса (с использованием данных [16–18, 27, 38].

1–4 — комплексы пород Байкало-Муйского пояса: 1 — ранненеопротерозойской ювенильной коры (Кичерская и Парам-Шаманская зоны), 2 — поздненеопротерозойской ювенильной коры (Янская, Светлинская и Каралон-Мамаканская зоны), 3 — метатерригенных пород и гранитоидов, сформированных при участии неопротерозойских и палеопротерозойских источников (Анамакит-Муйская зона и Баргузин-Витимский супертеррейн), 4 — постаккреционных гранитоидов; 5–8 — комплексы пород Хангайской группы террейнов: 5 — породы доаккреционных неопротерозойских магматических комплексов, 6 — осадочные породы и постаккреционные гранитоиды, 7 — риолиты дзабханской серии, 8 — ранненеопротерозойские комплексы Тарбагатайского блока; 9 — офиолитовые и островодужные комплексы Баян-Хонгорской зоны; 10 — офиолитовые и островодужные комплексы Шишхидской вулканической дуги

 

Имеющиеся оценки возраста пород указывают на формирование ранненеопротерозойских комплексов в близком возрастном интервале между ~ 1000 и 800 млн лет [16–18, 20, 21, 27, 38]. Завершение этапа было сопряжено с аккреционно-коллизионными событиями, совместившими разные по своей геодинамической природе комплексы в составе новообразованных складчатых структур в обрамлении палеопротерозойского континентального массива. Его фрагменты представлены Гарганским блоком в структурах Тувино-Монгольского массива, идерским комплексом в Сонгино-Тарбагатайском блоке, и, по-видимому, невскрытым основанием в Анамакит-Муйской зоне Байкало-Муйского пояса [16, 19, 27]. Очевидно, что фрагментом этого палеоконтинента являлся и Дзабханский террейн. В отличие от большинства террейнов этой части Центрально-Азиатского пояса в раннем неопротерозое он представлял собой пассивную континентальнуюй окраину, где происходило накопление улзитгольской черносланцевой серии.

Поздненеопротерозойский этап. Данный этап развития террейнов также, в основном, был связан с ювенильным корообразованием. Он начался, по-видимому, с процессов внутриплитной активности и рифтогенеза, последовавших вслед за завершением аккреционных событий. Их индикаторами стали расслоенные габброиды (785 млн лет) и гранитоиды А-типа (790, 784 млн лет) в Сонгино-Тарбагатайском террейне [38], щелочные граниты (755 млн лет) и риолиты А-типа в Дзабханском террейне [39], пироксенит-габбро-норитовые и габбро-анортозитовые расслоенные массивы, а также калиевые граниты и трахириолиты (780–720 млн лет) в Байкало-Муйском пояса [27] (см. рис. 8). В пределах Тувино-Монгольского террейна этому рубежу отвечает сархойская серия, связываемая с обстановкой окраинно-континентального пояса [19, 20]. В ее составе отмечаются ортофиры с характеристиками магматизма А-типа, отражающие проявление активности внутриплитного типа при формировании этой серии, для которой предполагалась рифтогенная природа [9].

Процессы рифтогенеза привели к дроблению краевой части палеоконтинента и формированию террейнов, сложенных преимущественно ранненеопротерозойскими комплексами и небольшими фрагментами их палеопротерозойской рамы. В океаническом сегменте рифтогенез инициировал зарождение поздненеопротерозойской ювенильной коры. Этому процессу соответствовали: в пределах Тувино-Монгольского террейна — комплексы Шишхидской островной дуги с характеристиками базальтов E-MORB и N-MORB типов (рис. 9), сформировавшиеся в интервале между 800 и 600 млн лет назад [21], в обрамлении Дзабханского микроконтинента между 665 и 560 млн лет — офиолиты Бан-Хонгорский зоны и комплексы пород Тацаингольской островной дуги [40, 51], в Байкало-Муйском поясе между 720 и 590 млн лет — комплексы поздненеопротерозойской коры Каралон-Мамаканской, Янской и Катеро-Уакитской зон [27] (см. рис. 9).

Поздненеопротерозойский этап корообразования завершился аккрецией новообразованнных структур океанического ложа и террейнов с ранненеопротерозойской корой. Аккреция произошла между 620–560 млн лет и сопровождалась процессами складчатости, метаморфизма и гранитоидного магматизма, охватившими, главным образом, зоны развития новообразованной коры [27]. Вне области влияния процессов ювенильного корообразования оказался только Сонгино-Тарбагатайский террейн, в строении которого процессы позднего неопротерозоя не проявились.

Со второй половины позднего неопротерозоя в пределах террейнов стали формироваться чехлы осадочных пород с высокой долей карбонатов. Вещественные характеристики этих пород позволяют оценить взаимное положение террейнов, а также их положение относительно крупных континентальных массивов [3, 23]. Так в карбонатных отложениях Тувино-Монгольского террейна, формировавшихся в интервале 600–520 млн лет назад, установлены популяции цирконов [24]: неоархейская (2.67 млрд лет), соответствующая комплексам пород Гарганской глыбы, палеопротерозойская (2.0–2.4 млрд лет) и неопротерозойская (790 млн лет), отвечающая продуктам разрушения местных сархойской, дунжугурской и сумсунурской серий пород. Среди них не выявлено цирконов с возрастом около 1.8 млрд лет, рубежного в истории формирования Сибирского кратона, что, скорее всего, отражает отсутствие связи между микроконтинентом и кратоном в конце позднего неопротерозоя.

Детритовые цирконы из парагнейса поздненеопротерозойской итанцинской свиты Баргузино-Витимского супертеррейна Северо-Забайкальской группы [36] отвечают возрастным максимумам 680 и 760 млн лет, которые согласуются с этапами магматической активности в Байкало-Муйском поясе. Более древние цирконы относительно редки, они образуют широкий непрерывный кластер в диапазоне 2210–2590 млн лет и возможно отвечают рециклированным осадкам. Среди них также отсутствуют зерна с возрастом ~1.8 млрд лет, которые могли бы указать на связь бассейна с Сибирским кратонов [36]. К такому же выводу приводят изотопно-геохимические данные [8], показавших отсутствие в составе осадочных пород Баргузинского супертеррейна продуктов разрушения пород Сибирского кратона и преобладание среди источников сноса основных и ультраосновных пород, подобных породам Байкало-Муйского пояса.

В пределах Дзабханского микроконтинента формирование осадочных толщ происходило в широком возрастном интервале. Источником ранненеопротерозойской улзитгольской и поздненеопротерозойской (вендской) цаганоломской свит, судя по изотопно-геохимическим данным, а также по данным о распределении возрастов детритовых цирконов в отложениях цаганоломской свиты, служили породы раннедокембрийского фундамента микроконтинента и неопротерозойских магматических комплексов, сформированные на рубежах 1.8–2.7 млрд лет и 800–900 млн лет [23].

Таким образом, каждая группа террейнов была независимой и формировалась на протяжении позднего неопротерозоя вдали от крупных континентальных массивов. На заключительных эдиакарских (вендских) этапах своего развития эти террейны напоминали гайоты Тихого океана и представляли собой скопления островов, в пределах которых формировались плащи карбонатных пород.

Террейны западной части пояса

Эти террейны отличаются от террейнов восточной и центральной частей Центрально-Азиатского пояса тем, что в них отсутствуют мезо- и неопротерозойские образования, формировавшиеся в пределах структур с океанической корой. В их строении ограничено представлены надсубдукционные вулканогенно-осадочные и плутонические комплексы мезо- и неопротерозоя [44]. Особенности состава большинства мезо- и неопротерозойских магматических комплексов, среди которых преобладают риолитовые и риолит-базальтовые вулканические серии и анорогенные гранитоиды, свидетельствует об их формировании во внутриплитных обстановках [44]. Породы кислого состава, входящие в состав этих комплексов, характеризуются широкими вариациями изотопного состава Nd в диапазоне единиц eNd(t) от +0,5 до –15, при резком преобладании пород с отрицательными значениями eNd(t) (рис. 11). Такие особенности изотопного состава кислых магматических пород могут быть связаны со смешанным характером их источника, в котором преобладают породы раннедокембрийской коры с добавками различных объемов ювенильного материала, который в основном имеет внутриплитное происхождение. Влияние древнего корового источника заметно и в изотопном составе базальтов, входящих в состав риолит-базальтовых серий, которые характеризуются отрицательными (от –0.4 до –1.1) значениями eNd(t). На основании этих данных можно сделать вывод о формировании подавляющего большинства магматических пород докембрийских террейнов западной части Центрально-Азиатского пояса в результате процессов переработки комплексов раннедокембрийской континентальной коры. Подобные образования входили и в состав источников сноса мезо- и неопротерозойских терригенных толщ, в которых значительную роль играют палеопротерозойские и архейские обломочные цирконы [10, 53].

 

Рис. 11. Изотопные характеристики магматических пород кислого состава докембрийских террейнов западной части Центрально-Азиатского пояса (с использованием данных [32, 34, 55, 56, 59].

1 — поздненеопротерозойские гранитоиды и риолиты Улутау-Сарыждазского, Чуйско-Кендыктаского и Жельтавского террейнов; 2 — ранненеопротерозойские граниты, гранито-гнейсы и риолиты Актау-Илийского террейна; 3 — мезопротерозойские граниты, гранито-гнейсы и риолиты Иссык-Кульского террейна и террейнов Северного Казахстана; 4 — палеопротерозойские гранито-гнейсы Жельтавского и Улутау-Сарыджазского террейнов

 

Рассматриваемые террейны, представляют собой фрагменты нео- и мезопротерозойских континентальных массивов, различавшихся особенностями тектонической эволюции. Террейны Исседонской группы отвечают блоку, в пределах которого в мезопротерозое и раннем неопротерозое проявился интенсивный кислый магматизм. В отличие от них террейны Улутау-Моюнкумской группы в том же интервале времени оставались практически амагматичным и характеризовались субплатформенным режимом развития с накоплением осадочных кварцито-сланцевых и карбонатных толщ. Как отмечают [44] по совокупности возрастных, структурных и вещественных характеристик позднедокембрийские комплексы террейнов этой группы близки к одновозрастным образованиям северной части Таримского кратона, что позволяет предполагать их принадлежность к одной континентальной группировке.

Общим для обеих групп террейнов стало вовлечение их в процессы внутриплитной переработки на рубеже раннего и позднего неопротерозоя. В интервале 780–730 млн лет в пределах северо-восточной части террейнов Исседонской группы возникли массивы внутриплитной спе ци фики: габброиды, щелочные граниты и контрастные вулкано-плутонические ассоциации, формирование которых контролировалось рифтогенными процессами. В террейнах Улутау-Моюнкумской группы интенсивный гранитоидный, риолитовый, контрастный и дифферецированный магматизм протекал по имеющимся оценкам, в интервале от 850 до 750 млн лет. Он пока слабо дифференцирован по возрастным группам и вещественным характеристикам, тем не менее, выдвигаются предположения, что в конце этого временного интервала он мог быть связан развитием крупного рифтогенного прогиба [44].

Таким образом, имеющиеся различия в мезо- и неопротерозойской истории Исседонской и Улутау-Моюнкумской групп террейнов, скорее всего, указывают на их первичную принадлежность к континентальным массивам с разной тектонической эволюцией. В начале позднего неопротерозоя оба этих массива были вовлечены в процессы рифтогенеза, что, возможно, привело к их дроблению и образованию соответствующих скоплений террейнов. Скорее всего, в результате этих событий они оказались в достаточно близких палеогеографических условиях, поэтому, начиная с конца неопротерозоя, различия в их эволюции стали стираться. Как полагают [44] в позднем неопротерозое террейны Исседонской группы, вероятно, столкнулись с Таримским кратоном, включавшим также террейны Улутау-Моюнкумской группы, и совместно с ними составили более крупный континент. Отражением этой коллизии являются метаморфические комплексы позднего неопротерозоя, выявленные как в пределах северной части Таримского кратона, так и в террейнах Улутау-Моюнкумской группы [44]. Последующее расчленение этого континента на отдельные террейны произошло в конце эдиакария — начале палеозоя, в связи с заложением крупных бассейнов с океанической корой, реликты которых, как правило, являются разделами между различными группами докембрийских террейнов западной части Центрально-Азиатского пояса.

Возрастные корреляции и палеотектонические реконструкции

Предыстория террейнов. Выявленные различия в строении и развитии докембрийских террейнов участвующих в строении различных частей Центрально-Азиатского пояса свидетельствуют, прежде всего, об их зарождении в разных сегментах Земли и в разных геодинамических обстановках. Террейны западных групп представляют фрагменты континентальных массивов с преимущественно палеопротерозойской континентальной корой. В них активно проявились позднемезопротерозойские магматические процессы, свидетельствующие о нахождении соответствующих блоков в зоне формирования гренвиллских структур. С конца мезопротерозоя в них устанавливается субплатформенный режим. В отличие от них в террейнах центральных и восточных участков Центрально-Азиатского пояса мезопротерозойские процессы не проявились. Эти террейны представляют, главным образом, блоки новообразованной коры, сформировавшейся в пределах неопротерозойского океанического бассейна.

По-видимому, общим тектоническим событием для всех групп террейнов стали конвергентные и аккреционные процессы раннего неопротерозоя (рис. 12). В террейнах Исседонской группы они привели к формированию риолит-гранитных ассоциаций между 870 и 930 млн. лет, в пределах палеоокеана в это же время формировались островные дуги и задуговые бассейны. В центральных и восточных участках пояса эти процессы завершились на рубеже ~ 800 млн лет аккрецией новообразованных блоков коры к крупному континентальному массиву. Различия в строении и истории формирования сохранившихся фрагментов континентального массива — Гарганского, Тарбагатайского и Байдаракского блоков (см. рис. 8) позволяют нам предположить его значительные размеры. Данные блоки несут метки тектоно-метаморфических преобразований на рубеже ~ 1.8—1.9 млрд лет, что позволяет связать их с Сибирским или другим кратоном, из ранее входивших в состав суперконтинента Колумбия. Аккреция к этому кратону ранненеопротерозойских структур соответствовала завершающей стадии в развитии суперконтинента Родиния.

 

Рис. 12. Схема корреляции основных этапов эволюции докембрийских террейнов частей Центрально-Азиатского орогенного пояса.

Обозначены (цифры жирным прямым) возрасты пород, млн лет.

1 — кристаллические донеопротерозойские комплексы; 2 — офиолиты и островодужные комплексы; 3 — синаккреционные гнейсы и граниты; 4 — кислые вулкано-плутонические комплексы; 5 — гранитоиды; 6–8 — внутриплитные магматические ассоциации: 6 — базальтоидные, 7 — габброидные, 8 — щелочно-гранитоидные; 9 — кварциты; 10 — сланцево-терригенные комплексы; 11 — карбонатный чехол; 12–13 — общие рубежи в геологической истории террейнов: 12 — аккреция и конвергентные события в интервале 810–790 млн лет, 13 — деструкция и внутриплитный магматизм в интервале 790–720 млн лет

 

Раскол и образование террейнов. Следующим общим событием в истории докембрийских террейнов Центрально-Азиатского пояса стали процессы их деструкции. Эти процессы сопровождались проявлениями внутриплитного магматизма, охватившими все рассматриваемые террейны в интервале времени от 800 до 700 млн лет назад (см. рис. 12). По времени процессы рифтогенеза коррелируются с расколом суперконтинента Родиния под воздействием суперплюма и распадом, по крайней мере, той его части, которая включала его Лавросибирскую часть, на Сибирский и Лаврентийский континенты на рубеже около 720 млн лет [28]. Комплексами-индикаторами этого рифтогенеза в краевой части Сибирского континента являются зоны развития щелочных комплексов с карбонатитами, протянувшимися по краю кратона, в пределах Лаврентии — дайковый пояс Франклин. Близкие по возрасту проявления внутриплитных вулкано-плутонических комплексов установлены также в ряде других кратонов (Янцзы, Тарима, Австралии, Буреинского массива), входивших в суперконтинент Родиния [2, 29, 42, 61, 62]. Раскол затронул не только древние континентальные блоки, но и аккретированные к ним ранненеопротерозойские структуры и привел к их дроблению на отдельные террейны. Формирование новой океанической коры в зонах раскола, привело к перемещению таких террейнов во внутренние участки океанического бассейна. Там, сложилась геодинамическая обстановка, аналогичная региону современного Малайского архипелага, в пределах которого отмечается мозаика блоков разновозрастной коры и протекают спрединговые и конвергентные процессы. Таким образом, именно распад Родинии стал основной причиной не только появления террейнов с ранненеопротерозойской корой, но и нового поздненеопротерозойского цикла корообразующих процессов в сопряженном с суперконтинентом секторе палеоокеана.

Образование Палеоазиатского океана произошло около 570 млн лет назад, очевидно, вследствие заложения новой системы спрединговых центров [37, 45]. В результате блоки с ювенильной поздненеопротерозойской коры были аккретированы к ранненеопротерозойским террейнам. Очевидно, что их формирование происходило во внутренних участках Палеоазиатского океана, поэтому в ходе последующей его эволюции все эти террейны оказались заключенными среди его складчатых структур.

Палеотектонические реконструкции. Полученные оценки важнейших рубежей в геологической истории террейнов позволяют рассмотреть их положение в системе глобальных геологических структур неопротерозоя. В качестве геотектонической основы были взяты реконструкции [61]. В соответствие с ними заключительные этапы формирования суперконтинента Родиния сопровождалось появлением вблизи его Сибирско — Таримской окраины горячего поля мантии. Очевидно, что области его влияния вполне способствовали формированию комплексов пород океанических плато, спрединговых центров и энсиматических островных дуг, принявших впоследствии участие в образовании террейнов восточных и центральных районов Центрально-Азиатского пояса (рис. 13, 900 млн лет).

 

Рис. 13. Модель формирования докембрийских террейнов Центрально-Азиатского орогенного пояса в системе глобальных геологических структур неопротерозоя (с использованием данных [61]).

1 — океанический сектор; 2 — суперконтинент и кратоны; 3 — проекция горячего поля мантии; 4 — конвергентные границы; 5 — спрединговые центры; 6 — неопротерозойские аккреционные террейны

 

В интервале 830–795 млн лет значительные участки суперконтинента были подвержены внутриплитной магматической активности, проявившейся в форме дайковых роев, внутриконтинентальных основных — ультраосновных и гранитоидных интрузий, формировались в разных участках суперконтинента — в Сибири [28], в блоке Янцзы [62, 63, 65], Австралии [75, 76, 78], Тариме [77], Индии [68], Арабо-Нубийском блоке [69, 70, 72]. Одновременно в краевой части суперконтинента происходили аккреционные процессы, которые, возможно, стали следствием перемещением суперконтинента к северу [61] и его коллизией с блоками неопротерозойской коры, сформированной в пределах палеоокеана. В результате край суперконтинента на достаточно протяженном участке был приращен ранненеопротерозойскими аккреционными комплексами (см. рис. 13, 810 млн лет).

В интервале 790–720 млн лет практически вся территория суперконтинента оказалась над суперплюмом, что, очевидно, стало причиной его повсеместного дробления (см. рис. 13, 780 млн лет). Соответствующие процессы зафиксированы в краевых участках Лаврентии и Сибири [28, 50], Тарима и Индии, Южного Китая и Австралии [61, 62, 64 73]. Охватили они также и новообразованные краевые участки суперконтинента, раздробив их на ряд террейнов с преимущественно неопротерозойской корой. В результате эти террейны были перемещены в сектор палеоокеана, где протекали процессы поздненеопротерозойского корообразования (см. рис. 13, 720 млн лет).

По-видимому, около 600–570 млн лет произошло зарождение Палеоазиатского океана, о чем свидетельствует возраст наиболее ранних офиолитовых комплексов из раннепалеозойских (каледонских) структур Центрально-Азиатского пояса [5, 37, 45, 66]. Образование новой системы спрединговых центров, очевидно, привело к столкновению (аккреции) поздненеопротерозойских и ранненеопротерозойских структур, располагавшихся в океаническом секторе (см. рис. 13, 600 млн лет). Можно предположить, что они сформировали общий неопротерозойский супертеррейн, обособленный от крупных континентальных масс в пределах палеоокеана. В ходе эволюции Палеоазиатского океана этот супертеррейн, а также континентальный блок, объединявший Таримский кратон и террейны западной части Центрально-Азиатского пояса, были подвержены дроблению, которое привело к их разделению на те группы, которые отмечаются в современной структуре Центрально-Азиатского пояса (см. рис. 13, 550 млн лет).

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Докембрийские террейны, участвующие в строении Центрально-Азиатского орогенного пояса, представляют фрагменты структур двух типов, сложенных, в одном случае, существенно ювенильной неопротерозойской корой, в другом — мезо- и ранненеопротерозойской корой. Формирование этих террейнов происходило в разных сегментах неопротерозойской Земли, что отразилось на особенностях их строения и развития.

Террейны с ювенильной неопротерозойской корой зародились в океаническом секторе Земли и их становление было связано с ранне- и поздненеопротерозойскими (ранне- и позднебайкльскими) циклами тектогенеза, продолжительностью каждого из них до 200 млн лет.

Ранненеопротерозойское ювенильное корообразование началось около 1 млрд лет назад и стало результатом спрединговых процессов и сопряженного с ними образования внутриокеанических лавовых плато, островов, островных дуг, задуговых и окраинных морей. Этот цикл завершился около 800 млн лет назад аккрецией новообразованной ранненеопротерозойской коры к крупному континентальному массиву. Поздний цикл тектогенеза начался с раскола континента, который протекал в интервале 800–700 млн лет и охватил, в частности, территорию аккретированного к нему ранненеопротерозойского складчатого пояса. Фрагменты последнего были перемещены в океанический сектор, где в это же время стала формироваться новая система структур океанического ложа, в том числе, океанические острова, островные дуги и окраинные бассейны. Этот этап корообразования завершился в интервале 600–570 млн лет и сопровождался аккрецией новообразованных структурных комплексов к террейнам с ранненеопротерозойской корой. Становление современного облика террейнов произошло на рубеже 570 млн лет назад в связи со спрединговыми процессами, сопровождавшими зарождение Палеоазиатского океана.

Террейны, характеризующиеся мезо- и ранненеопротерозойской корой, возникли в континентальном секторе Земли и на протяжении неопротерозоя характеризовались внутриконтинентальным режимом развития.

Террейны Исседонской группы располагались в пределах континентального блока, где проявилась гренвиллской орогении, с которой связан позднемезопротерозойский (~1100 млн лет) магматизм. В другом континентальном блоке, где сформировались террейны Улутау-Моюнкумской группы в позднем мезопротерозое происходило накопление платформенного чехла. Различия в развитии этих блоков сохранялись и в раннем неопротерозое. На рубеже раннего и позднего неопротерозоя оба блока были вовлечены в процессы внутриплитной активизации, сопровождавшейся магматизмом и рифтогенезом. По времени эти процессы коррелируются с расколами, приведшими к образованию террейнов восточной и центральной областей Центрально-Азиатского пояса. На протяжении позднего неопротерозоя обе группы террейнов развивались в субплатформенном режиме. Их окончательное оформлении в виде самостоятельных террейнов произошло в связи с процессами развития Палеоазиатского океана.

В истории формирования рассмотренных террейнов близкие процессы проявлены в интервале между 800 и 700 млн лет, который характеризовался процессами деструкции, формированием рифтовых зон и проявлениями внутриплитного магматизма и совпал с расколом суперконтинента Родиния. Таким образом, история формирования докембрийских террейнов Центрально-Азиатского пояса связана с процессами, протекавшими в краевой Сибирско-Таримской части суперконтинента и прилегающем к нему секторе палеоокеана.

Источник финансирования. Исследования выполнены в ИГЕМ РАН и ГИН РАН за счет средств Российского научного фонда (проект № 14-27-00058).

About the authors

V. V. Yarmolyuk

Institute of Geology of Ore Deposits, Petrography, Mineralogy, and Geochemistry, Russian Academy of Sciences

Author for correspondence.
Email: degtkir@mail.ru

Russian Federation, 35, Staromonetny, Moscow, 119017

K. E. Degtyarev

Geological Institute, Russian Academy of Sciences

Email: degtkir@mail.ru

Russian Federation, 7, Pyzhevsky lane, Moscow, 119017

References

  1. Анисимова И.В., Левицкий И.В., Сальникова Е.Б., Котов А.Б., Левицкий В.И., Резницкий Л.З., Ефремов С.В., Великославинский С.Д., Бараш И.Г., Федосеенко А.М. Возраст фундамента Гарганской глыбы (Восточный Саян): результаты U–Pb геохронологических исследований // Изотопные системы и время геологических процессов / Материалы IV Российской конференции по изотопной геохронологии. СПб.: ИГГД РАН, 2009. Т. 1. С. 34–35.
  2. Богданова С.В., Писаревский С.А., Ли Ч.Х. Образование и распад Родинии (по результатам МПГК 440) // Стратиграфия. Геологическая корреляция. 2009. Т. 17. № 3. С. 29–45.
  3. Вишневская И.А., Летникова Е.Ф. Хемостратиграфия венд-кембрийских карбонатных отложений осадочного чехла Тувино-Монгольского микроконтинента. // Геология и геофизика. 2013. Т. 54. № 6. С. 741–763.
  4. Геология Монгольской Народной Республики / Р.А. Хасин, Ю.А. Борзаковский, Л.П. Зоненшайн (ред.). М.: Недра, 1973. Т. 2. 750 с.
  5. Гибшер А.С., Хаин Е.В., Котов А.Б., Сальникова Е.Б., Козаков И.К., Ковач В.П., Яковлева С.З., Федосеенко А.М. Поздневендский возраст хантайширского офиолитового комплекса Западной Монголии: новые U–Pb данные. // Геология и геофизика. 2001. Т. 42. № 8. С. 1179–1185.
  6. Дегтярев К.Е., Шатагин К.Н., Кузнецов Н.Б., Астраханцев О.В. Платформенный этап в докембрийской истории Казахстана: палеотектонические, палеогеографические и геохронологические аспекты // Палеогеография позднего докембрия-раннего палеозоя Северной Евразии / В.А. Коротеев, А.В. Маслов (ред.). Екатеринбург: УрО РАН, 1998. С. 159–166.
  7. Дергунов А.Б., Рязанцев А.В., Лунева О.И., Рихтер А.В. Строение и развитие Баянхонгорской зоны Центральной Монголии // Геотектоника. 1997. № 2. С. 53–62.
  8. Дмитриева Н.В., Летникова Е.Ф., Буслов М.М., Прошенкин А.И., Джен Х. Позднедокембрийские терригенные породы Анамакит-Муйской зоны Байкало-Муйского пояса: геохимия и данные по LA-ICP-MS датированию цирконов // Геология и геофизика. 2013. Т. 54. № 10. С. 1491–1506.
  9. Ильин А.В. Геологическое развитие южной Сибири и Монголии в позднем докембрии — кембрии. М.: Наука, 1982. 116 с.
  10. Каныгина Н.А., Третьяков А.А., Ковач В.П., Дегтярев К.Е., Ван K.-Л., Котов А.Б. Первые результаты изучения обломочных цирконов из позднедокембрийских кварцито-сланцевых толщах Актау-Моинтинского массива (Центральный Казахстан) // ДАН. 2018. Т. 479. № 3. С. 293–297.
  11. Ковач В.П., Джен П., Ярмолюк В.В., Козаков И.К., Лю Д., Терентьева Л.Б., Лебедев В.И., Коваленко В.И. Магматизм и геодинамика ранних стадий формирования Палеоазиатского океана: результаты геохронологических и геохимических исследований офиолитов Баян-Хонгорской зоны // ДАН. 2005. Т. 404. № 2. С. 229–234.
  12. Козаков И.К. Докембрийские инфраструктурные комплексы Монголии. Л.: Наука, 1986. 144 с.
  13. Козаков И.К., Котов А.Б., Ковач В.П., Сальникова Е.Б. Корообразующие процессы в геологическом развитии Байдарикского блока Центральной Монголии: Sm-Nd изотопные данные // Петрология. 1997. Т. 5. № 3. С. 240–248.
  14. Козаков И.К., Ковач В.П., Ярмолюк В.В., Котов А.Б., Сальникова Е.Б., Загорная Н.Ю. Корообразующие процессы в геологическом развитии Тувино-Монгольского массива: Sm-Nd изотопные и геохимические данные по гранитоидам // Петрология. 2003. Т. 11. № 5. С. 491-511.
  15. Козаков И.К., Сальникова Е.Б., Wang T., Диденко А.Н., Плоткина Ю.В. Подковыров В.Н. Кристаллические комплексы нижнего докембрия Дзабханского микроконтинента Центральной Азии: возраст, источники, тектоническая позиция // Стратиграфия. Геологическая корреляция. 2007. Т. 15. № 2. С. 3–24.
  16. Козаков И.К., Козловский А.М., Ярмолюк В.В., Ковач В.П., Бибикова Е.В., Кирнозова Т.И., Плоткина Ю.В., Загорная Н.Ю., Фугзан М.М., Эрдэнэжаргал Ч., Лебедев В.И., Энжин Г. Кристаллические комплексы Тарбагатайского блока раннекаледонского супертеррейна Центральной Азии // Петрология. 2011. Т. 19. № 4. С. 445–464.
  17. Козаков И.К., Сальникова Е.Б., Ярмолюк В.В., Ковач В.П., Козловский А.М., Анисимова И.В., Плоткина Ю.В., Федосеенко А.М., Яковлева С.З., Эрдэнэжаргал Ч. Этапы формирования континентальной коры Сонгинского блока раннекаледонского супертеррейна Центральной Азии: Геологические и геохронологические данные // Петрология. 2013. Т. 21. № 3. С. 227–246.
  18. Козаков И.К., Ковач В.П., Бибикова Е.В., Кирнозова Т.И., Лыхин Д.А., Плоткина Ю.В., Толмачева Е.В., Фугзан М.М., Эрдэнэжаргал Ч. Позднерифейский этап формирования кристаллических комплексов Дзабханского микроконтинента: геологические, геохронологические и Nd-изотопно-геохимические данные // Петрология. 2014. Т. 22. № 5. С. 516–545.
  19. Кузьмичев А.Б. Тектоническая история Тувино-Монгольского массива: раннебайкальский, позднебайкальский и раннекаледонский этапы. М.: ПРОБЕЛ-2000, 2004. 192 с.
  20. Кузьмичев А.Б., Ларионов А.Н. Сархойская серия Восточного Саяна: неопротерозойский (~770–800 млн лет) вулканический пояс андийского типа // Геология и геофизика. 2011. Т. 52. № 7. С. 875–895.
  21. Кузьмичев А.Б., Ларионов А.Н. Неопротерозойские островные дуги Восточного Саяна: длительность магматической активности по результатам датирования вулканокластики по цирконам // Геология и геофизика. 2013. Т. 54 № 1. С. 45–57.
  22. Летникова Е.Ф., Вещева С.В., Прошенкин А.И., Кузнецов А.Б. Неопротерозойские терригенные отложения Тувино-Монгольского массива: геохимическая корреляция, источники сноса, геодинамическая реконструкция //Геология и геофизика. 2011. Т. 52. № 12. С. 2110–2121.
  23. Летникова Е.Ф., Вишневская И.А., Летников Ф.А., Ветрова Н.И., Школьник С.И., Костицын Ю.А., Караковский Е.А., Резницкий Л.З., Каныгина Н.А. Осадочные комплексы чехла Дзабханского микроконтинента: различные бассейны седиментации и источники сноса // ДАН. 2016. Т. 470. № 5. С. 570–574.
  24. Летникова Е.Ф., Школьник С.И., Летников Ф.А., Караковский Е.А., Костицын Ю.А., Вишневская И.А., Резницкий Л.З., Иванов А.В., Прошенкин А.И. Основные этапы тектоно-магматической активности Тувино-Монгольского микроконтинента в докембрии: данные U–Pb-дптирования цирконов // ДАН. 2017. Т. 474. № 5. С. 599–604.
  25. Митрофанов Ф.П., Бибикова Е.В., Грачева Т.В., Козаков И.К., Сумин Л.В., Шулешко И.К. Архейский изотопный возраст тоналитовых «серых» гнейсов в структурах каледонид Центральной Монголии // ДАН СССР. 1985. Т. 284. № 2. С. 670–674.
  26. Овчинникова Г.В., Кузнецов А.Б., Васильева И.М., Горохов И.М., Летникова Е.Ф., Гороховский Б.М. U–Pb возраст и Sr-изотопная ха рактеристика надтиллитовых известняков неопротерозойской цаганоломской свиты, бассейн р.Дзабхан, Западная Монголия // Стратиграфия. Геологическая корреляция. 2012. Т. 20. № 6. С. 28–40.
  27. Рыцк Е.Ю., Ковач В.П., Ярмолюк В.В., Коваленко В.И., Богомолов Е.С., Котов А.Б. Изотопная структура и эволюция континентальной коры Восточно-Забайкальского сегмента Центрально-Азиатского складчатого пояса // Геотектоника. 2011. № 5. С. 17–51.
  28. Скляров Е.В., Гладкочуб Д.П., Мазукабзов А.М., Меньшагини Ю.В., Константинов К.М., Ватанабе Т. Дайковые рои южного фланга Сибирского кратона — индикаторы распада суперконтинента Родиния // Геотектоника. 2000. № 6. С. 59–75.
  29. Сорокин А.А., Овчинников Р.О., Кудряшов Н.М., Котов А.Б., Ковач В.П. Два этапа неопротерозойского магматизма в истории формирования Буреинского континентального массива Центрально-Азиатского складчатого пояса // Геология и геофизика. 2017. № 10. С. 1479–1499.
  30. Суханов М. К., Троицкий В. А., Баярбилэг Л. Доказательства докембрийского возраста анортозитов Монгольской Народной Республики // Докл. АН СССР. 1988. Т. 298. № 4. С. 952–955.
  31. Тектоника Монгольской Народной Республики / А.Л. Яншин (ред.). М.: Наука, 1984. 284 с.
  32. Третьяков А.А., Дегтярев К.Е., Шатагин К.Н., Котов А.Б., Сальникова Е.Б., Анисимова И.В. Неопротерозойская анорогенная риолит-гранитная вулкано-плутоническая ассоциация Актау-Моинтинского сиалического массива (Центральный Казахстан): возраст, источники и палеотектоническая позиция // Петрология. 2015. Т. 23. № 1. С. 26-49.
  33. Третьяков А.А., Дегтярев К.Е., Сальникова Е.Б., Шатагин К.Н., Котов А.Б., Рязанцев А.В., Пилицына А.В., Яковлева С.З., Толмачева Е.В, Плоткина Ю.В. Палеопротерозойские анорогенные гранитоиды Жельтавского сиалического массива (Южный Казахстан): структурное положение и обоснование возраста // ДАН. 2016. Т. 466. № 2. С. 196–201.
  34. Третьяков А.А., Ковач В.П., Дегтярев К.Е., Шатагин К. Н. Источники мезопротерозойских магматических комплексов и время формирования континентальной коры Кокчетавского массива (Северный Казахстан) // ДАН. 2016. Т. 471. № 6. С. 718–721.
  35. Цыганков А.А. Магматическая эволюция Байкало-Муйского вулкано-плутонического пояса в позднем докембрии. Новосибирск: СО РАН, 2005. 303 с.
  36. Школьник С.И., Летникова Е.Ф., Маслов А.В., Буянтуев М.Д., Резницкий Л.З., Бараш И.Г. Вендский марганценосный бассейн Икатского террейна: обстановки формирования и источники сноса // ДАН. 2017. Т. 475. № 1. С. 72–75.
  37. Ярмолюк В.В., Коваленко В.И., Ковач В.П., Ковач В.П., Рыцк Е.Ю., Козаков И.К., Котов А.Б., Сальникова Е.Б. Ранние стадии формирования Палеоазиатского океана: результаты геохронологических, изотопных и геохимических исследований позднерифейских и венд-кембрийских комплексов Центрально-Азиатского складчатого пояса // ДАН. 2006. Т. 410. № 5. С. 657–662.
  38. Ярмолюк В.В., Козловский А.М., Лебедев В.И. Неопротерозойские магматические комплексы Сонгинского блока (Монголия): к проблеме образования и корреляции докембрийских террейнов Центрально-Азиатского орогенного пояса // Петрология. 2017. Т. 25. № 4. С. 362–394.
  39. Bold U., Crowley J.L., Smith E.F., Sambuu O., Macdonald F.A. Neoproterozoic to early Paleozoic tectonic evolution of the Zavkhan terrane of Mongolia: Implications for continental growth in the Central Asian orogenic belt // Lithosphere. 2016. Vol. 8. No. 6. Р. 729-750.
  40. Buchan C., Pfander J., Kroner A. et al. Timing of accretion and collisional deformation in the Central Asian orogenic Belt: implications of granite geochronology in the Bayankhongor Ophiolite Zone // Chemical Geololgy. 2002. Vol. 192. No 1-2. P. 23–45.
  41. Buchan K.L., Mitchell R.N., Bleeker W., Hamilton M.A., Le Cheminant A.N. Paleomagnetism of ca. 2.13–2.11 Ga Indin and ca. 1.885 Ga Ghost dyke swarms of the Slave craton: implications for the Slave craton APW path and relative drift of Slave, Superior and Siberian cratons in the Paleoproterozoic.// Precambrian Research. 2016. Vol. 275. P. 151–175.
  42. Condie K.C. Continental growth during formation of Rodinia at 1.35–0.9 Ga // Gondwana Research. 2001. Vol. 4. No 1. P. 5–16.
  43. Degtyarev K.E., Ryazantsev A.V., Tretiakov A.A., Tolmacheva T.Yu., Yakubchuk A.S., Kotov A.B., Salnikova E.B., Kovach V.P. Neoproterozoic - Early Paleozoic tectonic evolution of the Western part of the Kyrgyz Range (Northern Tian Shan) Caledonides // Geotectonics. 2013. No 6. P. 2–60.
  44. Degtyarev K., Yakubchuk A., Tretyakov A., Kotov A., Kovach V. Precambrian geology of the Kazakh Uplands and Tien Shan: An overview // Gondwana Research. 2017. Vol. 47. P. 44–75.
  45. Dobretsov N.L., Buslov M.M., Vernikovsky V.A. Neoproterozoic to Early Ordovician evolution of the Paleo-Asian Ocean: implications to the break-up of Rodinia // Gondwana Research. 2003. Vol. 6. No 2. P. 143–159.
  46. Ernst R.E., Hamilton M.A., Söderlund U., Ha nes J.A., Gladkochub D.P., Okrugin A.V., Kolotilina T., Mekhonoshin A.S., Bleeker W., LeCheminant A.N., Buchan K.L., Chamberlain K.R., Didenko A.N. Long-lived connection between southern Siberia and northern Laurentia in the Proterozoic // Nature geoscience. 2016. Vol. 9. No 6. P. 464–469.
  47. Gao J., Wang X.-S., Klemd R., Jiang T., Qian Q., Mu L.-X., M, Y.-Z. Record of assembly and breakup of Rodinia in the southwestern Altaids: evidence from Neoproterozoic magmatism in the Chinese Western Tianshan Orogen // J. of Asian Earth Sciences. 2015. Vol. 113. Part 1. P. 173–193.
  48. Glorie S., De Grave J., Buslov M.M., Zhimulev F.I., Stockli D.F., Batalev V.Y., Izmer A., Van den Haute P., Vanhaecke F., Elburg M.A.. Tectonic history of the Kyrgyz South Tianshan (Atbashi-Inylchek) suture zone: the role of inherited structures during deformation-propagation // Tectonics. 2011. Vol. 30. No 6. TC6016.
  49. Glorie S., Zhimulev F.I., Buslov M.M., Andersen T., Plavsa D., Izmer A., Vanhaecke F., De Grave J. Formation of the Kokchetav subduction-collision zone (northern Kazakhstan): insights from zircon U–Pb and Lu-Hf isotope systematics // Gondwana Research. 2015. Vol. 27. No 2. P. 424–438.
  50. Harlan S.S., Heaman L., LeCheminant, A.N., Premo, W.R. Gunbarrel mafic magmatic event: a key 780Ma time marker for Rodinia plate reconstructions // Geology. 2003. Vol. 31. No 12. P. 1053–1056.
  51. Jian P., Krӧner A., Jahn B.-M., Windley B.F., Shi Y., Zhang W., Zhang F., Miao L., Tomurhuu D., Liu D. Zircon dating of Neoproterozoic and Cambrian ophiolites in West Mongolia and implications for the timing of orogenic processes in the central part of the Central Asian Orogenic Belt // Earth Science Reviews. 2014. Vol. 133. P. 62–93.
  52. Khain E.V., Bibikova E.V., Kröner A. et al. The most ancient ophiolite of the Central Asian fold belt: U–Pb and Pb-Pb zircon ages for the Dunzhugur Complex, Eastern Sayan, Siberia, and geodynamic implications // Earth and Planetary Science Letters. 2002. Vol. 199. No 2. P. 311–325.
  53. 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. Vol. 47. Р. 28–43.
  54. Kröner A., Alexeiev D.V., Mikolaichuk A.V., Xia X., Zack T.,Windley B.F., Sun M., Rojas-Agramonte Y., Liu D. New Single Zircon Ages of Precambrian and Paleozoic Rocks From the Northern, Middle and Southern Tianshan Belts in Kyrgyzstan // International Workshop on Tectonic Evolution and Crustal Structure of the Tien-Shan Belt and Related Terrains in the Central Asian Orogenic Belt 8–17 June, 2009 / CAIAG, Bishkek, Kyrgyzstan, 2009. Abstract volume. P. 30–31.
  55. Kröner A., Alexeiev D.V., Hegner E., Rojas-Agramonte Y., Corsini M., Chao Y., Wong J., Windley B.F., Liu D., Tretyakov A.A. Zircon and muscovite ages, geochemistry and Nd-Hf isotopes for the Aktyuz metamorphic terrane: evidence for an Early Ordovician collision belt in the northern Tianshan of Kyrgyzstan // Gondwana Research. 2012. Vol. 21. No 4. P. 901–927.
  56. Kröner A., Alexeiev D.V., Rojas-Agramonte Y., Hegner E., Wong J., Xia X., Belousova E., Mikolaichuk A.V., Seltmann R., Liu D., Kiselev V.V. Mesoproterozoic (Grenville-age) terranes in the Kyrgyz North Tienshan: zircon ages and Nd-Hf isotopic constraints on the origin and evolution of basement blocks in the southern Central Asian Orogen // Gondwana Research. 2013. Vol. 23. No 1. P. 272–295.
  57. Kröner A., Kovach V.P., Kozakov I.K., Kirnozova T., Azimov P., Wong J., Geng H.Y. Zircon ages and Nd–Hf isotopes in UHT granulites of the Ider Complex: A cratonic terrane within the Central Asian Orogenic Belt in NW Mongolia // Gondwana Research. 2015. Vol. 27. P. 1392–1406.
  58. Kröner A., Kovach V., Alexeiev D., Wang K-L., Wong J., Degtyarev K., Kozakov I. No excessive crustal growth in the Central Asian Orogenic Belt: Further evidence from field relationships and isotopic data // Gondwana Research. 2017. Vol. 50. P. 135–166.
  59. Kröner A., Alexeiev D.V., Kovach V.P., Rojas-Agramonte Ya., Tretyakov A.A., Mikolaichuk A.V., Xie H.Q., Sobel E.R. Zircon ages, geochemistry and Nd isotopic systematics for the Palaeoproterozoic 2.3 to 1.8 Ga Kuilyu Complex, East Kyrgyzstan — the oldest continental basement fragment in the Tian Shan orogenic belt // Journal of Asian Earth Sciences. 2017. Vol.135. P. 122–135.
  60. Kuzmichev A., Kröner A., Hegner E., Dunyi L., Yusheng W. The Shishkhid ophiolite, northern Mongolia: a key to the reconstruction of a Neoproterozoic island-arc system in central Asia // Precambrian Research. 2005. Vol. 138. No 1-2. P. 125–150.
  61. Li Z.X., Bogdanova S.V., Collins F.S., Davidson A., De Waele B., Ernst R.E., Fitzsimons I.C.W., Fuck R.A., Gladkochub D.P., Jacobs J., Karlstrom K.E., Lu S., Natapov L.M., Pease V., Pisarevsky S.A., Thrane K., Vernikovsky V. Assembly, confi guration, and break-up history of Rodinia: a synthesis // Precambrian Research. 2008. Vol. 160. No 1-2. P. 179–210.
  62. Li Z.X., Li X.H., Kinny P.D. Wang J., Zhang S., Zhou H. Geochronology of Neoproterozoic synrift magmatism in the Yangtze craton South China, and correlations with other continents evidence for a mantle superplume that broke up Rodinia // Precambrian Research. 2003. Vol. 122. No 1-4. P. 85–109.
  63. Li Z.X., Evans D.A.D., Zhang S. A 90 spin on Rodinia: possible causal links between the Neoproterozoic supercontinent, superplume, true polar wander and low-latitude glaciation // Earth and Planetary Science Letters. 2004. Vol. 220. No 3-4. P. 409–421.
  64. Lin G.C., Li X.H., Li W.X. SHRIMP U–Pbzircon age, geochemistry and Nd–Hf isotope of Neoproterozoic mafic dyke swarms in western Sichuan: Petrogenesis and tectonic significance // Science in China. Ser. D. 2007. Vol. 50. No 1. P. 1–16.
  65. Ling W., Gao S., Zhang B., Li H., Liu Y., Cheng J. Neoproterozoic tectonic evolution of the northwestern Yangtze craton South China: implications for amalgamation and break-up of the Rodinia Supercontinent // Precambrian Research. 2003. Vol. 122. No 1-4. P. 111–140.
  66. Pfander J.A., Jochum K.P., Kozakov I.K., Kroner A., Todt W. Coupled evolution of back-arc and island arc-like mafic crust in the late-Neoproterozoic Agardag Tes-Chem ophiolite, Central Asia: evidence from trace element and Sr-Nd-Pb isotope data // Contributions to Mineralogy and Petrology. 2002. Vol. 143. No 2. P. 154–174.
  67. Rojas-Agramonte, Y., Kröner, A., Alexeiev, D.V., Jeffreys, T., Khudoley, A.K.,Wong, J., Geng, H., Shug, L., Semiletkin, S.A., Mikolaichuk, A.V., Kiselev, V.V., Yang, J., Seltmann, R. Detrital and igneous zircon ages for supracrustal rocks of the Kyrgyz Tianshan and palaeogeographic implications// Gondwana Research. 2014. Vol. 26. No 3-4. P. 957–974.
  68. Radhakrishna T., Mathew J. Late Precambrian (850–800 Ma) palaeomagnetic pole for the south Indian shield from the Harohalli alkaline dykes: geotectonic implications for Gondwana reconstructions // Precambrian Research. 1996. Vol. 80. P. 77–87.
  69. Stein M., Goldstein S.L. From plume head to continental lithosphere in the Arabian–Nubian shield // Nature. 1996. Vol. 382. No 6594. P. 773–778.
  70. Stern R.J. Arc Assembly and Continental Collision in the Neoproterozoic East-African Orogen-implications for the consolidation of Gondwanaland // Earth and Planetary Science Letters. 1994. Vol. 22. P. 319–351.
  71. Sun S.-S., MсDonough W.F. Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes // Magmatism in the Ocean Basins / Saunders A.D., and Norry M.J. (Eds.). Geological Society, London. 1989. Special Publications. Vol. 42. P. 313–345.
  72. Teklay M., Kröner A., Mezger K. Enrichment from plume interaction in the generation of Neoprotero zoic arc rocks in northern Eritrea: implications for crustal accretion in the southern Arabian–Nubian Shield // Chemical Geology. 2002. Vol. 184. No 3-4. P. 167–184.
  73. Wang J., Li Z.X. History of Neoproterozoic rift basins in South China: implications for Rodinia break-up // Precambrian Research. 2003. Vol. 122. No 1-4. P. 141–158.
  74. Wang B., Liu H., Shu L., Jahn B.-M., Chung S., Zha Y., Liu D. Early Neoproterozoic crustal evolution in Northern Yili Block: insights from migmatite, orthogneiss and leucogranite of the Wenquan metamorphic complex in the NW Chinese Tian Shan // Precambrian Research. 2014. Vol. 242. P. 58–81.
  75. Wingate M.T.D., Campbell I.H., Compston W., Gibson G.M. Ion microprobe U–Pb ages for Neoproterozoic basaltic magmatism in southcentral Australia and implications for the breakup of Rodinia // Precambrian Research, 1998. Vol. 87. P. 135–159.
  76. Wingate M.T.D., Pisarevsky S.A., Evans D.A.D. Rodinia connections between Australia and Laurentia: no SWEAT, no AUSWUS? // Terra Nova. 2002. Vol. 14. P. 121–128.
  77. Zhang C.L., Li Z.X., Li X.H., Ye H., Wan, A., Guo K.Y. Neoproterozoic bimodal intrusive complex in the southwestern Tarim block, northwest China: age, geochemistry and implications for the rifting of Rodinia // International Geology Review. 2006. Vol. 48. No 2. P. 112–128.
  78. Zhao J.X., Malcolm M.T., Korsch R.J. Characterisation of a plume–related 800 Ma magmatic event and its implications for basin formation in central–southern Australia // Earth and Planetary Science Letters. 1994. Vol. 121. P. 349–367.
  79. Zhao Y., Song B., Zhang S.H. The Central Mongolian microcontinent: Its Yangtze affinity and tectonic implications // Proceedings Symposium on continental growth and orogeny in Asia — 2-3 November 2006. National Taiwan University. Taipei, Taiwan, 2006. Р. 135–136.
  80. Zhen-Yu. He, Klemd R., Zhang Z.-M., Zong K.-Q., Sun L.-X.,. Tian Z.-L., Huang B.-T. Mesoproterozoic continental arc magmatism and crustal growth in the eastern Central Tianshan Arc Terrane of the southern Central Asian Orogenic Belt: geochronological and geochemical evidence // Lithos, 2015. Vol. 236–237. P. 74–89.

Supplementary files

Supplementary Files Action
1.
Fig. Fig. 1. Location of Precambrian terranes in the Central Asian orogenic belt.

Download (1MB) Indexing metadata
2.
Fig. 2. Scheme of the structure of the Khangai group of terranes.

Download (960KB) Indexing metadata
3.
Fig. 3. The structure of the Holbonur zone of Songinsky and Tereyrein.

Download (2MB) Indexing metadata
4.
Fig. 4. The correlation scheme of the stages of formation of the structural zones of the Songinsky and Tarbagatai blocks (using data [16–18, 38]). Marked (figures in bold direct) ages of rocks, million years. Indicated (numbers in bold italics) Nd model ages, million years — values åNd (t) are calculated for 800 million years.

Download (677KB) Indexing metadata
5.
Fig. 5. Scheme of the structure of the Tuvino-Mongolian terrane (using [29–31]).

Download (1MB) Indexing metadata
6.
Fig. 6. Diagram of the structure of the North Transbaikal terran group (compiled using [27]).

Download (554KB) Indexing metadata
7.
Fig. 7. Scheme of distribution of Precambrian terranes in the western part of the Central Asian belt (compiled using data [44]).

Download (859KB) Indexing metadata
8.
Fig. 8 The correlation scheme for the main stages of evolution of the largest Precambrian terranes of the central and eastern segments of the Central Asian belt (using data [16-18, 27, 38]).

Download (986KB) Indexing metadata
9.
Fig. 9. Geochemical characteristics of the main igneous rocks involved in the structure of the juvenile crust of the terranes of the Central Asian orogenic belt (using data from [20, 38, 60]).

Download (228KB) Indexing metadata
10.
Fig. 10. Isotopic characteristics of rocks of the Precambrian terranes of the central and eastern parts of the Central Asian belt (using data [16–18, 27, 38].

Download (714KB) Indexing metadata
11.
Fig. 11. Isotopic characteristics of igneous rocks of the acidic composition of the Precambrian terranes of the western part of the Central Asian belt (using data [32, 34, 55, 56, 59].

Download (416KB) Indexing metadata
12.
Fig. 12. The correlation scheme of the main stages of the evolution of the Precambrian terranes of parts of the Central Asian orogenic belt.

Download (1024KB) Indexing metadata
13.
Fig. 13. Model of the formation of the Precambrian terranes of the Central Asian orogenic belt in the system of global geological structures of the Neoproterozoic (using data [61]).

Download (2MB) Indexing metadata

Statistics

Views

Abstract - 378

PDF (Russian) - 296

Cited-By


PlumX

Refbacks

  • There are currently no refbacks.

Copyright (c) 2019 Russian Academy of Sciences

This website uses cookies

You consent to our cookies if you continue to use our website.

About Cookies