Formation of the rear slope of the island arc of Chingiz Kaledonid ridge in eastern Kazakhstan

Full Text

ВВЕДЕНИЕ

В изучении общих закономерностей эволюции земной коры большую роль играют островные дуги. Издано огромное количество работ, рассматривающих строение и развитие островных дуг и их различных зон, например [10–13]. При этом среди публикаций содержится очень немного сведений с характеристикой тыловых склонов островодужных сооружений. В современных дугах такие склоны служат бортами задуговых бассейнов и почти всюду полностью скрыты под водой. В древних дугах, являющихся частью складчатых поясов и претерпевших сильные деформации, разрезы тыловых склонов мало где хорошо сохранились. Они плохо распознаются и включаются обычно либо в приосевые островодужные толщи, либо в состав междуговых или задуговых бассейнов. Последний вариант распространен наиболее широко, и крайне редко отмечаются отдельные черты склоновых отложений тыловой зоны. Так, в Рудном Алтае отмечены их трансгрессивное налегание на фаменскую вулканическую дугу и исключительно мелкообломочный состав осадков, представленных вулканомиктовыми алевролитами, туффитами, глинистыми и глинисто-кремнистыми сланцами [5, 9]. Однако в описании отсутствует всесторонний детальный анализ всего доступного для наблюдения разреза, что позволило бы судить о его изменении во времени и в пространстве на тыловом склоне дуги.

Целью настоящей статьи является рассмотрение процесса формирования островодужного склона в тыловой зоне Чингизского сегмента каледонид, расположенного на востоке Казахстана, и выявление характерных признаков данного процесса для определения полярности ископаемых островных дуг, утративших другие индикаторы полярности, при проведении палеореконструкций.

ГЕОЛОГИЧЕСКИЙ ОЧЕРК

На востоке Казахстана в Чингизском сегменте каледонид широко распространены островодужные образования разного возраста (рис. 1). В хребте Чингиз центральной части сегмента находятся остатки зрелой островной дуги, формировавшейся наиболее долго — с аксайского яруса до начала среднего ордовика включительно. По данным [1, 9], видимые низы разреза этой дуги сложены эффузивами, туфами и вулканогенно-осадочными породами андезитового состава, которые сменяются выше вулканитами кислого — от дацитового до риолитового — состава с отдельными прослоями туфов и потоками лав андезитов. На разных уровнях в толщах общей мощностью до 2500 м встречаются линзы и горизонты известняков с трилобитами и брахиоподами сакского и аксайского ярусов верхнего кембрия (карагутуйская свита). Более высокое стратиграфическое положение занимают тефрогенные и вулканомиктовые песчаники, прослоенные эффузивами и туфами андезитов. Вулканогенно-осадочные породы мощностью несколько сот метров содержат небольшую пачку органогенных известняков с фауной верхнего тремадока (маматская свита). Верхняя часть вулканогенного разреза островной дуги мощностью не менее 1500 м представлена эффузивами, туфами и лавовыми брекчиями андезитового состава с прослоями и линзами тефроидов, кремнистых туффитов и известняков, содержащих остатки трилобитов нижнего аренига, или флосского яруса нижнего ордовика и самых низов дапинского яруса среднего ордовика по МСШ-2012 (сарышокинская свита).

Рис. 1. Схема тектонического районирования восточной части Казахстана.

1 — докембрийские массивы; 2 — каледониды; 3–4 — варисциды: 3 — Джунгаро-Балхашская область, 4 — Иртыш-Зайсанская область; 5 — мезозойско-кайнозойский чехол; 6 — государственная граница Республики Казахстан; 7 — район исследований

Для островодужного комплекса верхнего кембрия–нижнего ордовика характерны большая фациальная пестрота изверженных образований и невыдержанность их состава по простиранию, обусловленная одновременным функционированием разных магматических очагов. Интрузивные породы комплекса представлены раннеордовикскими интрузиями гранодиоритов, тоналитов, диоритов, кварцевых монцодиоритов и жильных аплитов. И вулканиты, и гранитоиды относятся к известково-щелочной серии и имеют по геохимическим параметрам надсубдукционную природу [2]. Фронт островной дуги в этот период был обращен в сторону Тектурмасского бассейна и Джунгаро-Балхашской области, где в рассматриваемую эпоху находился один из основных океанических бассейнов Восточного Казахстана (рис. 2). Фронтальная часть фиксируется развитием зоны скучивания и формирования аккреционной призмы, которая позднее превратилась в невулканическую дугу [7, 8].

Рис. 2. Реконструкция строения Чингизской островной дуги в раннем ордовике.

Океанические бассейны (цифры в кружках): 1 — Тектурмасский (Джунгаро-Балхашский), 2 — Иртыш-Зайсанский.

1 — габброиды, ультрабазиты океанической коры; 2 — базальты, включая комплексы параллельных даек; 3 — океанические, преимущественно кремнистые, осадки; 4–5 — островодужные комплексы: 4 — среднего кембрия, 5 — позднего кембрия–раннего ордовика; 6 — гранитоиды раннего ордовика; 7 — олистостромы; 8 — преимущественно терригенные отложения; 9 — разломы

Верхнекембрийско-нижнеордовикский комплекс слагает крупный сложно дислоцированный тектонический покров, надвинутый в юго-западном направлении (современные координаты) [7, 8] на карбонатно-кремнистые и туфогенно-терригенные толщи майского яруса среднего кембрия — нижнего лланвирна (дарривильского яруса среднего ордовика), которые перекрывают островодужные образования амгинского яруса среднего кембрия [1, 6]. В современной структуре чингизских каледонид покров протягивается согласно общему простиранию с юго-востока на северо-запад более чем на 100 км и имеет максимальную ширину 18 км. На некоторых участках сохранились накопления, сформировавшиеся в основном после завершения активной вулканической деятельности в островной дуге на тыловом ее склоне. Они находятся не менее чем в 8 км к северо-востоку от фронтального надвига. Перед фронтом надвигания сохранились фрагменты аккреционного преддугового комплекса с остатками островной дуги среднего кембрия, несогласно перекрытыми осадочным разрезом верхнего кембрия — низов среднего ордовика. Наиболее подробно тыловой островодужный разрез изучен в районе урочища Найман (см. рис. 1), где породы сарышокинской свиты согласно сменяются выше отложениями, содержащими многочисленную и разнообразную фауну верхнего аренига (флоса) и нижнего лланвирна (дапинского и дарривильского ярусов среднего ордовика), которые в этом стратиграфическом интервале выделяются как найманская свита [3, 4].

В районе ур. Найман отложения найманской свиты слагают две сопряженные синклинальные структуры, осложненные разрывами и мелкими складками. Северная бо́льшая часть западной структуры является синформой: на осадках найманской свиты залегает тектоническая пластина верхнекембрийских вулканитов с невыдержанным по мощности горизонтом известняков в подошве (рис. 3). Строение найманской свиты на двух участках неодинаково. Наиболее полный разрез находится на восточном крыле восточной синклинали (рис. 4, разрез III). Здесь отличается от других мест и строение сарышокинской свиты. Видимые ее низы представлены ритмично-слоистыми тефротурбидитами, состоящими из пачек мощностью по 10–30 м тефрогенных брекчий, гравелитов, песчаников, которые чередуются с тонкими (до 1 м) прослоями кремнистых туффитов (толща С₁) (расшифровку индексов см. в подрисуночных подписях). В кроющей толще (С₂)количество последних неравномерно увеличивается, возрастает мощность алевритовых прослоев, уменьшается число и мощность грубообломочных тефроидов, вверху присутствуют единичные небольшие горизонты туфов среднего и кислого состава. Выше последнего горизонта гравийных литокристаллокластических туфов андезидацитов начинается разрез найманской свиты, состоящий из нескольких толщ и пачек, перечисленных снизу вверх.

Рис. 3. Схематизированная геологическая карта района урочища Найман в хр. Чингиз.

1 — четвертичные отложения; 2 — позднепалеозойские гранитоиды; 3 — гравийно-глыбовые микститы, валунно-галечные конгломераты и конглобрекчии (Н₇); 4 — полимиктовые песчаники, гравелиты, разногалечные конгломераты (Н₆); 5 — кварц-полевошпатовые и кварцевые песчаники (Н₅), внизу местами грубообломочный горизонт; 6 — темные тонкоплитчатые кремнистые, иногда известковистые туффиты с прослоями и линзами кварцевых песчаников (Н₄); 7 — массивные и слоистые известняки, калькарениты (Н₃); 8 — углеродисто-глинисто-кремнистые сланцы с прослоями песчаников и алевролитов, горизонтами фтанитов на востоке и линзами известняков на юго-западе (Н₂); 9 — кремнисто-хлоритовые алевропелиты и туффиты с тонкими прослоями тефроидов, кварц-полевошпатовых и кремнеобломочных песчаников (Н₁); 10–11 — сарышокинская свита (O₁a₁): 10 — кремнистые туффиты, тефрогенные алевролиты, отдельные прослои грубообломочных тефроидов, туфов среднего и кислого состава (С₂), 11 — разнообломочные тефротурбидиты (на востоке), туфы, вулканические брекчии среднего состава и продукты их размыва (С₁); 12–13 — карагутуйская свита (€₃^2–3): 12 — андезитовые туфы, вулканические брекчии, реже лавы, прослои и линзы вулканомиктовых песчаников, 13 — слоистые известняки; 14 — простирания отдельных горизонтов; 15 — подошвы оползневых пластин: а — конседиментационных, б — постседиментационных; 16 — средне-позднепалеозойские разломы; 17 — положение разрезов

Н₁ — кремнисто-хлоритовые алевропелиты, алевритовые туффиты, реже тефроиды с тонкими (от нескольких до 30–40 см мощностью) прослоями разнозернистых кварц-полевошпатовых и кремнеобломочных песчаников. Общая мощность 260 м.

Н₂ — сланцеватые углеродисто-глинисто-кремнистые алевропелиты, прослои песчаников и глинистых алевролитов, вверху фтаниты. Мощность 240 м.

Н₃ — калькарениты, местами с примесью зерен кварца, слоистые известняки. Мощность 40 м.

Н₄ — темные тонкоплитчатые кремнистые туффиты пелитовой и алевритовой размерности с прослоями и линзами кварцевых песчаников. Мощность 200 м.

Н₅ — кварцевые, выше кварц-полевошпатовые песчаники с небольшими (по несколько санти метров) прослоями алевролитов. Мощность 340 м.

Н₆ — косослоистые полимиктовые песчаники и гравелиты пудингового сложения. Видимая мощность 60 м.

Разрез западного крыла восточной синклинали сильно редуцирован (см. рис. 4, II). Отсутствуют верхняя толща сарышокинской свиты С₂ и нижняя толща найманской свиты Н₁. На сарышокинские туфы С₁ налегает толща Н₂ с линзовидным горизонтом кварцевых известковистых песчаников в основании общей мощностью всего 40–50 м. Эта сократившаяся до пачки толща, а севернее и все другие породы западного крыла несогласно перекрыты толщей Н₅ мощностью не более 80 м. Слагающие ее песчаники лишены, в отличие от разреза III, прослоев алевролитов. Кроме того, внизу присутствует грубообломочный горизонт (10–12 м) с плохо окатанными валунами и более мелкими обломками известняков, гравием кремнистых туффитов, туфов среднего состава и галькой разного размера роговообманковых гранодиоритов. В 80-метровой толще Н₆ песчаники чередуются с разногалечными конгломератами, среди обломочного материала которых, кроме только что перечисленных пород, появляются кислые эффузивы, жильные граниты и кварцитовидные песчаники. Разрез II венчается гравийно-глыбовыми микститами, валунно-галечными конгломератами и осадочными брекчиями Н₇ видимой мощностью 60 м. В обломках особенно много различных карбонатов — серых массивных и слоистых известняков, калькаренитов, слагающих в основании небольшие олистоплаки. Присутствуют также темные кремнистые или слабо известковистые туффиты и светлые кварцевые песчаники.

Рис. 4. Схема сопоставления разрезов района урочища Найман.

1 — несортированные грубообломочные отложения (толща Н₇); 2 — полимиктовые песчаники, гравелиты, конгломераты (Н₆); 3 — кварц-полевошпатовые и кварцевые песчаники, внизу разреза II грубообломочный горизонт (Н₅); 4 — кремнистые, в разрезах Iа, б известковистые туффиты, прослои кварцевых песчаников (Н₄); 5 — массивные и слоистые известняки, калькарениты (Н₃); 6 — углеродисто-глинисто-кремнистые сланцы с прослоями песчаников, горизонтами фтанитов (разрез III) и линзами известняков в разрезе Iб (Н₂); 7 — кремнисто-хлоритовые алевропелиты и туффиты с прослоями тефроидов и кварц-полевошпатовых песчаников (Н₁); 8–9 — сарышокинская свита (O₁a₁): 8 — кремнистые туффиты, тефрогенные алевролиты, прослои грубообломочных тефроидов и туфов среднего и кислого состава (толща С₂), 9 — тефротурбидиты (разрез III), туфы, вулканические брекчии среднего состава и продукты их размыва (С₁); 10 — карагутуйская свита (€₃^2–3): слоистые известняки; 11 — подошвы оползневых пластин: а — конседиментационных, б — постседиментационных; 12 — несогласное залегание

Самый полный разрез найманской свиты в западной синклинали обнажается на юге (см. рис. 3, см. рис. 4, Iб), где слабо или неотчетливо слоистые туфы и вулканические брекчи сарышокинской свиты С₁ сменяются толщей Н₂ максимальной мощностью 320 м. От разреза III она отличается присутствием большего количества песчаного материала и линз известняков и отсутствием фтанитов. В северном направлении толща выклинивается и перекрывается оползневой пластиной сарышокинских пород С₁. И на этой пластине, и на толще Н₂ залегают линзовидные горизонты калькаренитов Н₃ мощностью 20–30 м. Выше следует толща Н₄, для которой по сравнению с разрезом III характерны прослои калькаренитов и известковистых туффитов. Ее мощность достигает 310 м. Начиная с разреза Iа и севернее бо́льшая часть толщи Н₄ постепенно замещается карбонатными осадками, представленными в основном массивными известняками, которые содержат желваки и линзы черных кремней. Найманская свита в западной синклинали завершается толщей разнозернистых, вплоть до гравийных, кварц-полевошпатовых и кварцевых песчаников Н₅. Эта толща сохранилась только на юге района, где ее видимая мощность составляет 180 м (см. рис. 4, разрез Iб). На севере в ядре западной синклинали находится синформно смятая крупная оползневая пластина, сложенная верхнекембрийскими породами.

ФОРМИРОВАНИЕ ТЫЛОВОГО СКЛОНА ЧИНГИЗСКОЙ ДУГИ

Формирование тылового склона Чингизской островной дуги в исследованном районе фиксируется с конца раннего аренига. Слабо или неотчетливо слоистые накопления туфов и вулканических брекчий сарышокинской свиты С₁ приосевой части дуги, прорванные местами субвулканическими телами, сменяются в северо-восточном направлении склоновыми ритмично-слоистыми тефротурбидитами. В вышележащей толще сарышокинской свиты С₂, выклинивающейся вверх по островодужному склону (рис. 5), заметно уменьшается количество пород вулканического происхождения, в первую очередь крупнообломочных. В найманской свите присутствует лишь тонкий телепирокластический материал, принесенный из очень удаленных источников.

Рис. 5. Палеопрофили тылового склона Чингизской островной дуги.

А — трансгрессивный цикл седиментации (южная часть района ур. Найман), Б — конец седиментационного процесса (северная часть района ур. Найман).

1 — несортированные грубообломочные отложения (Н₇); 2 — полимиктовые песчаники, гравелиты, конгломераты (Н₆); 3 — кварц-полевошпатовые и кварцевые песчаники, внизу грубообломочный горизонт (Н₅); 4 — кремнистые, иногда известковистые туффиты, прослои кварцевых песчаников (Н₄); 5 — массивные и слоистые известняки, калькарениты (Н₃); 6 — углеродисто-глинисто-кремнистые сланцы с прослоями песчаников, горизонтами фтанитов на востоке и линзами известняков на западе (Н₂); 7 — кремнисто-хлоритовые алевропелиты и туффиты с прослоями тефроидов и кварц-полевошпатовых песчаников (Н₁); 8–9 — сарышокинская свита (O₁a₁): 8 — кремнистые туффиты, тефрогенные алевролиты, прослои грубообломочных тефроидов и туфов среднего и кислого состава (С₂), 9 — тефротурбидиты (на востоке), туфы, вулканические брекчии среднего состава и продукты их размыва (С₁); 10–11 — карагутуйская свита (€₃^2–3): 10 — андезитовые туфы, вулканические брекчии и лавы, прослои вулканомиктовых песчаников, 11 — слоистые известняки; 12 — подошва оползневых пластин и другие разрывные нарушения

По-видимому, в начале второй половины аренига (флоса) на склоне Чингизской дуги образуется локальный подводный выступ, сложенный сарышокинскими вулканитами. В его сторону полностью выклинивается самая нижняя толща Н₁ найманской свиты и очень сильно, более чем в 6 раз, сокращается мощность вышележащей толщи Н₂ (см. рис. 4, разрез II). Во время накопления толщи Н₁ вниз по склону, крутизна которого с появлением выступа увеличилась, произошло сползание небольших масс подстилающих вулканогенно-осадочных пород С₁ (см. рис. 5, А). После этого началось новое погружение тылового склона, в результате бассейн седиментации проградировал в направлении фронтальных структур дуги. Приосевая ее часть сместилась дальше от ранее возникшего выступа, за которым образовалась дополнительная депрессия (ванна), где в ее южной части найманская толща Н₂, обогащенная песчаным материалом, приобрела наибольшую мощность (см. рис. 3, см. рис. 4, разрез Iб). Осадки накапливались здесь в более мелководных условиях, чем по другую сторону выступа ниже по склону, на что указывают появление в разрезе линз известняков и отсутствие фтанитов.

Усложнение профиля склона сопровождалось новым оползанием с крутых участков фрагментов литифицированного ложа бассейна, причем по обе стороны подводного выступа. На юге этого выступа и на приосевом поднятии после отложения толщи Н₂ появились рифовые массивы известняков, залегающие на основании, сложенном породами сарышокинской свиты. В депрессионных зонах синхронно отлагались продукты разрушения рифогенных сооружений в виде горизонтов и линз калькаренитов, реже кальцилютитов Н₃, которые запечатали сползшие пластины и осадочную толщу Н₂. Выше обломочных и частично массивных известняков Н₃ стали накапливаться темные граптолитовые сланцы Н₄, близкие к осадкам Н₂ и представляющие в разрезе найманской свиты последнюю толщу с телепирокластикой. На юго-западе района она содержит прослои известковистых туффитов и калькаренитов, постепенно замещаясь к северу вверх по склону массивными и слоистыми известняками.

С толщи светлых кварцевых и кварц-полево шпатовых песчаников Н₅ начинается регрессивный цикл осадконакопления на тыловом склоне. Более грубый ее состав присущ разрезу Iб. Образование этой толщи происходило, скорей всего, за счет усилившейся эрозии кислых вулканитов, слагавших верхнюю приосевую часть островной дуги, которая в результате блоковых подвижек стала быстрее подниматься. На севере района разросся и больше выделился в рельефе склона ранее возникший выступ. Последовал кратковременный, но интенсивный внутрисклоновый размыв как перекрывавших выступ маломощных осадков, так и коренных пород. Вдоль восточного края террасовидного поднятия в основании толщи Н₅ появился грубообломочный горизонт, выклинивавшийся вниз по склону (см. рис. 3, см. рис. 4, разрез II). Его образуют плохо окатанные валуны и более мелкие фрагменты известняков, гравий кремнистых туффитов, обломки туфов среднего состава, галька роговообманковых гранодиоритов.

После отложения толщи Н₅ площадь акватории над тыловым склоном сокращается, склон становится очень пологим, осадконакопление смещается к востоку и происходит в мелководных условиях возле новой береговой линии. Для толщи Н₆ характерны полимиктовые косослоистые песчаники, чередующиеся в разрезе II с разногалечными конгломератами, в гальке которых, кроме обломочного материала толщи Н₅, появляются кислые эффузивы, жильные граниты и мелкозернистые кварцевые песчаники из нижележащей толщи Н₄. В разрезе III конгломераты сменяются пудинговыми гравелитами. Состав обломков, в который входит галька гранитоидов, свидетельствует о глубоком размыве приосевой части островной дуги.

Седиментация на тыловом склоне Чингизской дуги завершилась накоплением на ограниченной площади в районе разреза II слоя гравийно-глыбовых микститов, валунно-галечных конгломератов и осадочных брекчий Н₇. В этом несогласно залегающем слое много различных известняков, присутствуют темные кремнистые или слабо известковистые туффиты и светлые кварцевые песчаники. Такой набор пород в обломках соответствует западным фациям толщ Н_5–3, которые были распространены к северу от разреза Iа. Появление продуктов разрушения этих толщ было вызвано тектоно-гравитационным перемещением довольно крупного покрова, сложенного верхнекембрийскими вулканитами с известняками в основании (см. рис. 5, Б). Покровные массы перекрыли западную седиментационную ванну и сгрудили перед собой, как бульдозер, верхнюю часть сформировавшегося там разреза найманской свиты. Сгруженный материал скопился возле остановившего продвижение покрова внутрисклонового поднятия, но был довольно быстро полностью размыт и переотложен в виде грубокластического свала по другую сторону поднятия. Первоначальный срыв покровной пластины был, вероятно, облегчен присутствием среди вулканитов протяженного горизонта известняков, отличавшихся по реологическим свойствам от вмещающих пород.

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

На заключительном этапе формирования Чингизской островной дуги происходило погружение тылового склона и трансгрессивное продвижение области седиментации в сторону осевой части сооружения. Тыловой склон периодически испытывал нестабильность, начиная с накопления тефротурбидитов С₁ в конце раннего аренига (флосского яруса). В позднем арениге (флосе) и в самом начале лланвирна (дапинского яруса) последовали оползания пластин разного размера, сложенных вулканогенными образованиями, которые на крутых участках с неровной поверхностью отделялись в результате нестабильности ложа склона. В конце раннего лланвирна (дапина) начался общий подъем дуги с постепенным обмелением тылового бассейна и сокращением его площади. Подъем завершился срывом с наиболее высокой части дуги относительно крупной массы верхнекембрийских вулканитов с известняками в подошве, которые под действием силы тяжести сместились вниз по склону, став причиной заключительного локального накопления грубообломочных осадков. Образование покрова верхнекембрийских пород было связано, по-видимому, с активизацией тектонических движений во фронте островной дуги, когда в середине лланвирна началось ее надвигание на аккреционный комплекс, располагавшийся ближе к Джунгаро-Балхашской области. Там находился среднекембрийский островодужный комплекс, погребенный под осадками, датированными концом среднего кембрия–началом лланвирна (см. рис. 2). Ранее сближение с Чингизской вулканической дугой отразилось в изменении состава осадочного разреза: карбонатно-кремнисто-терригенная толща среднего кембрия–тремадока мощностью около 200 м сменяется, согласно [1], терригенно-туфогенными породами аренига (флоса) (300–350 м), затем — терригенными олигомиктовыми отложениями самых верхов аренига (флоса) — низов лланвирна (дапина) (до 600 м), которые венчаются грубообломочной пачкой с олистолитами. Эти данные косвенно подтверждают, что преддуговой комплекс оказался недалеко от возникшей еще в конце кембрия дуги гораздо позже — только в арениге, т. е. в сарышокинское, отчасти найманское время.

Приведенные данные указывают на характерные особенности обстановок осадконакопления на тыловом склоне островной дуги. В отличие от тылового разреза, во фронтальной части этого островодужного комплекса подобные отложения близкого возраста с трансгрессивно-регрессив ными циклами осадконакопления не известны, кроме того, там распространены пачки олистостром [7].

ВЫВОДЫ

Характерными чертами тылового склона островной дуги являются:

1. Формирование тылового склона длительно развивавшейся островной дуги на исходе вулканической деятельности фиксируется появлением тефротурбидитов, после прекращения активного вулканизма — накоплением своеобразного осадочного разреза.
2. Накопление осадков на тыловом склоне происходило в течение двух относительно коротких седиментационных циклов: трансгрессивного, когда дуга испытывала погружение, и регрессивного — более позднего, когда началось воздымание дуги.
3. Грубообломочный базальный горизонт, свойственный трансгрессивным циклам, не присутствует.
4. В основании осадочного разреза находятся только тонко- и мелкообломочные отложения.
5. Осадки трансгрессивного цикла проградируют в сторону осевой части дуги, затем площадь седиментации регрессивно сокращается, профиль склона усложняется и одновременно резко возрастает размерность грубообломочного материала и количество в его составе продуктов глубокого размыва основания склона.
6. Во время всего периода осадконакопления типично гравитационное оползание разных по объему коренных пород. Развитие процесса осадконакопления зависит от морфологии тылового склона, его сейсмичности и особенностей строения материнского субстрата.

Благодарности. Автор выражает искреннюю признательность рецензентам за комментарии, позволившие улучшить статью.

Источник финансирования. Работа выполнена в рамках темы госзадания ГИН РАН № 0135-2016-0009 «Тектонические обстановки и хронология процессов формирования континентальной коры западной части Центрально-Азиатского складчатого пояса и Урала».

About the authors

S. G. Samygin

Author for correspondence.
Email: kheraskova.tatiana@yandex.ru
Russian Federation, 7, Pyzhevsky lane, Moscow, 119017

References

Supplementary files

Supplementary Files

Action

1. JATS XML

Download

2. Fig. 1. Scheme of tectonic zoning of the eastern part of Kazakhstan.

Download (413KB)

Indexing metadata

3. Fig. 2. Reconstruction of the structure of the Chingiz island arc in the early Ordovician.

Download (323KB)

Indexing metadata

4. Fig. 3. Schematic geological map of the Naiman boundary in the ridge. Genghis.

Download (999KB)

Indexing metadata

5. Fig. 4. Map of comparison of sections of the Naiman boundary.

Download (243KB)

Indexing metadata

6. Fig. 5. Paleoprofili rear slope of the Chingiz island arc.

Download (326KB)

Indexing metadata