Lower Moscovian limestones of the Bogdashan Range (NW China) as an indicator of cessation of arc magmatism in the Junggar region

Cover Page

Cite item

Full Text

Abstract

The field revision of the Carboniferous and Lower Permian stratigraphy of the northern Bogdashan (South Junggar, Northwest China) shows that the Lower to Middle Carboniferous island arc volcanic rocks, widely developed in this region, are overlapped everywhere by carbonate and terrigenous-carbonate sediments, containing occasional lava flows and overlain up the section by thick terrigenous series practically devoid of volcanic rocks. The deposition of limestone occurred at the stage of dying off of a volcanic arc, and the question of their age is of fundamental importance for dating this event. Carbonates are represented by facies of lagoons, shoals, and bioherms that formed on the leveled surface of the arc and on the slopes of the last active volcanoes. Bioherms are Waulsortian mounds and are mainly composed of algal limestones and carbonate mud. There are no framestones composed of corals and sponges (chaetetids) typical of the tropical zone. The facies of shallow crinoid-fusulinid limestones typical of the adjacent territories of the Southern Tien Shan and Tarim are poorly represented. Paleogeographically, the position of bioherms corresponds to the northern boundary of the realm of Pennsylvanian reefs. On the basis of foraminifers, brachiopods, and corals, the age of carbonates is early Moscovian (ca. 315–310 Ma). Cessation of island-arc volcanism, followed by the accumulation of limestone in Bogdashan, occurred sub-synchronously with formation of the West Junggar (Bayingou) suture and may reflect docking of the Bogdashan arc to the Yili active margin of the Kazakhstan continent. Further subsidence of Bogdashan and adjacent regions of the Junggar and Turfan basins, which was somewhat slower at the end of the Carboniferous and more intense in the Early and Middle Permian, may reflect the development of the foreland basin that formed along the northern flank of the Tien Shan orogen. Marine facies were locally preserved in this basin until the Artinskian (ca. 285 Ma), and later the Junggar and Turfan basins lost connection to the ocean and developed in continental environments.

Full Text

ВВЕДЕНИЕ

Область сочленения палеозойских орогенов Казахстана, Тянь-Шаня и Алтая в Джунгарском регионе Северного Синцзяня (КНР) (рис. 1) представляет один из сложнейших структурных узлов в Центрально-Азиатском складчатом поясе (Зоненшайн и др., 1990; Моссаковский и др., 1993; Windley et al., 2007; Xiao et al., 2015). История формирования палеозойских островодужных и аккреционных комплексов Джунгарии охарактеризована достаточно подробно, однако значительные неопределенности остаются в вопросе о природе фундамента Джунгарской впадины, находящейся в центральной части орогенного коллажа, особенно о строении ее южной части, где мощность осадков превышает 10 км. Различные авторы предполагали здесь: а) блок с корой океанического типа (Coleman, 1989; Carroll et al., 1990; Xu et al., 2013), б) докембрийский микроконтинент (Zhang et al., 1993; Xu et al., 2015b), в) палеозойский островодужный террейн или аккреционный комплекс (Zheng et al., 2007; Li et al., 2015a), но противоречия в моделях сохраняются вследствие дефицита данных. Одним из важных источников информации о строении палеозойских толщ в фундаменте впадины являются поднятия в Восточной Джунгарии и хр. Богдошань, окаймляющие ее с востока и юга (рис. 1).

 

Рис. 1. Тектоническая схема Джунгарии и прилегающих областей Казахстана и Тянь-Шаня. На врезке: палеозойский Центрально-Азиатский складчатый пояс (ЦАСП) в структуре Евразии. 1 – кайнозойские и мезозойские отложения; 2 – Богдошаньский блок: островодужные вулканиты нижнего и среднего карбона, осадочные толщи среднего карбона–перми; 3 – верхнедевонские и каменноугольные комплексы активной окраины в пределах Балхаш-Илийского пояса и Восточного Тянь-Шаня; 4 – палеозойские комплексы островных дуг Чингизской, Жарма-Саурской, Дулате (Dulate) и Емачуань (Yemaquan); 5, 6 – докембрийские континентальные блоки: 5 – в Казахстан-Тянь-Шаньской области, 6 – Таримский кратон и Бейшань; 7 – средне- и позднепалеозойские аккреционные комплексы и коллизионные пояса; 8 – палеозойские островодужные и аккреционные комплексы Алтайской области; 9 – разрывные нарушения: а – обнаженные, б – предполагаемые под чехлом. Составлено с использованием данных (Carroll et al., 1990; Windley et al., 2007; Zhang et al., 2008; Алексеев и др., 2015).

 

Хребет Богдошань с высотами до 5445 м (гора Богдо-Ула) протягивается на 400 км в широтном направлении к востоку от города Урумчи, отделяя Джунгарскую впадину на севере от Турфанской впадины на юге (рис. 2). Ядро поднятия слагают вулканогенные островодужные толщи нижнего и среднего карбона[1] и преимущественно терригенные отложения верхов карбона и перми, чрезвычайно мощные и довольно просто дислоцированные (Liao et al., 1987; Carroll et al., 1990, 1995; Graham et al., 1990, 1993; Wartes et al., 2002; Bian et al., 2010; Сhen et al., 2013; Xie et al., 2016a, 2016b). Вопрос о стратиграфическом объеме и обстановках формирования выделяемых здесь свит решается различными авторами по-разному (рис. 3). Слабо охарактеризованными остаются вопросы био- и литостратиграфии, палеогеографии и корреляции разрезов верхнего палеозоя исследуемого района с одновозрастными разрезами других регионов Евразии. Особого внимания заслуживают вопросы о времени прекращения островодужного магматизма и времени исчезновения последних морских бассейнов – основных событий, отражающих крупнейшие тектонические перестройки в палеозойской истории региона. Основной целью настоящей работы является определение времени отмирания каменноугольной островной дуги в хребте Богдошань и уточнение причин этого события в контексте общих процессов позднепалеозойской аккреции и закрытия океанических бассейнов в Джунгарском регионе.

 

Рис. 2. Геологическая карта хр. Богдошань (по данным XBGMR..., 1964; Li, Xu, 2007 с изменениями). 1 – осадочные отложения: а – кайнозоя, б – мезозоя; 2 – пермская система: а – терригенные породы перми на южных склонах хребта, б – вулканиты нижней перми; 3 – терригенные породы верхнего карбона и перми; 4 – известняки, песчаники и конгломераты среднего карбона (свита Чицзягоу); 5 – нижне- и среднекаменноугольные островодужные вулканиты; 6 – девонские и каменноугольные породы аккреционного комплекса Байингоу (Западно-Джунгарская сутура); 7 – каменноугольные отложения преддугового прогиба Илийской дуги; 8 – докаменноугольные толщи; 9 – интрузии: а – гранитов, б – диоритов; 10 – разломы: а – надвиги, б – взбросы, сбросы и сдвиги, обнаженные и предполагаемые под чехлом; 11 – места отбора геохронологических проб и U–Pb возрасты (млн лет) пород по данным (Tan et al., 2010; Chen et al., 2011, 2013; Shu et al., 2011; Tang et al., 2014; Xie et al., 2016a, 2016b; Zhang et al., 2017; Wali et al., 2018). Буквами на карте обозначены участки работ: П – пос. Панцзяотай, Д – р. Дадунгоу.

 

Рис. 3. Сопоставление схем расчленения разрезов верхнего палеозоя хр. Богдошань по данным различных авторов. 1 – интервал разреза, рассматривающийся в этой статье; 2 – уровень развития карбонатных пород в свите Чицзягоу; 3: а – находки морской фауны; б – U–Pb возрасты (млн лет) вулканических пород по данным (Tan et al., 2010; Chen et al., 2011, 2013; Shu et al., 2011; Xie et al., 2016a, 2016b; Zhang et al., 2017; Wali et al., 2018); в – возраст (млн лет) песчаников по результатам U–Pb датирования обломочных цирконов (Tang et al., 2014). В колонках Отдел 1 и Отдел 2 указаны отделы, принятые в Российской и Международной стратиграфических шкалах соответственно. Сокращения: Биарм. – Биармийский, Тат. – Татарский, Гвадал. – Гвадалупский, Лоп. – Лопинский, Т. – Триас, н. – нижний, верх. – верхний.

 

Коллекция изученной фауны хранится в Палеонтолого-стратиграфическом музее Института наук о Земле Санкт-Петербургского государственного университета под номером 380.

Очерк стратиграфии верхнего палеозоя ХР. БОГДОШАНЬ

Предшествующие стратиграфические исследования показали, что в хр. Богдошань присутствуют отложения девонской, каменноугольной и пермской систем (XBGMR... 1964; Xinjiang stratigraphic…, 1981; Liao et al., 1987; Carroll et al., 1990, 1995; Graham et al., 1993; Wartes et al., 2002; Li, Xu, 2007; Bian et al., 2010).

Породы девона имеют ограниченное распространение и остаются слабоизученными. На востоке хр. Богдошань по данным (XBGMR..., 1964; Li, Xu, 2007) они представлены вулканитами с единичными пластами известняков, а на продолжении структур в Восточной Джунгарии, к югу от офиолитов Келамейли (Kelameili) – мелководно-морскими терригенными и карбонатными отложениями (Carroll et al., 1990).

Наиболее широко в хр. Богдошань развиты вулканические толщи нижнего и низов среднего карбона, выделяющиеся как серия Чиргузы (Qiergusi) и свита Люшугоу (Liushugou) (рис. 3). В их разрезах преобладают лавы, лавобрекчии и туфы основного, среднего и кислого состава, отмечаются субщелочные разности. В подчиненных количествах присутствуют туфопесчаники и терригенные отложения (XBGMR…, 1964; Liao et al., 1987; Carroll et al., 1990). Преимущественно известково-щелочной состав вулканитов, высокие содержания Al и низкие концентрации Ti, Nb и Ta в базальтах характеризуют вулканические серии как островодужные (Сhen et al., 2013; Xie et al., 2016a, 2016b). Находки фауны брахиопод, кораллов и фораминифер в осадочных прослоях среди вулканитов свидетельствуют о том, что вулканизм происходил в морских условиях (Carroll et al., 1990, 1995). По палеонтологическим данным вулканические серии относятся к нижнему и низам среднего карбона (XBGMR..., 1964; Carroll et al., 1990). Результаты U–Pb датирования определяют возраста вулканитов в пределах от 347 до 315 млн лет (рис. 2, 3) (Tan et al., 2010; Сhen et al., 2013; Xie et al., 2016a, 2016b).

Каменноугольные отложения, обнажающиеся юго-западнее Урумчи в горах Джаргес (рис. 2), часто объединяются в единый блок с вулканитами Богдошаня, однако, как показывают последние исследования, здесь развиты принципиально иные фации. Породы карбона здесь представлены интенсивно дислоцированными глубоководными кремнистыми и туфогенными отложениями, ассоциирующими с турбидитами, олистостромами и тектоническими меланжами. В литологическом и структурном отношении они идентичны образованиям каменноугольного аккреционного комплекса Байингоу (Bayingou), протягивающегося далее к западу вдоль южного борта Джунгарской впадины, и представляют с ним одно целое (рис. 1) (Wang et al., 2010). От полого дислоцированных островодужных серий хр. Богдошань аккреционный комплекс отделяется крупным разломом, по-видимому продолжающимся к востоку в фундаменте Турфанской впадины (рис. 1, 2).

Разрезы среднего–верхнего карбона и перми представлены преимущественно терригенными фациями и имеют различное строение на южных и северных склонах хр. Богдошань. На южных склонах, в северном обрамлении Турфанской впадины, как правило, отсутствуют отложения верхнего карбона и нижних горизонтов перми, и пермские толщи лежат с несогласием на нижнем и среднем карбоне (Shao et al., 1999; Wartes et al., 2002; Carroll, Wartes, 2003; Li, Xu, 2007). Для северных и западных склонов хребта характерны более полные разрезы, и крупные перерывы здесь не фиксируются (Carroll et al., 1990, 1995; Tang et al., 2014).

Наиболее детально изучены разрезы юго-восточнее города Урумчи, где отложения карбона и перми обнажаются непрерывно в полосе шириной до 10–15 км (рис. 2, 4). На среднекаменноугольные вулканиты свиты Люшугоу в этом районе ложатся вулканомиктовые конгломераты, олистостромы и известняки, выделяющиеся как свита Чицзягоу (Qijiagou). По фаунистическим данным возраст свиты определялся как среднекаменноугольный (Carroll et al., 1990, 1995; Webster et al., 2009). Для риолитов, образующих потоки и дайки в разрезе свиты в долине Байянгоу (Baiyanggou), получены среднекаменноугольная 311 ± 2 млн лет (Xie et al., 2016a) и раннепермские 297–288 млн лет (Wang et al., 2010; Chen et al., 2011; Shu et al., 2011) U–Pb даты.

Известняки и конгломераты сменяются вверх по разрезу турбидитами, которые иногда относятся к верхней части свиты Чицзягоу (XBGRM..., 1964; Tang et al., 2014), но чаще выделяются как самостоятельная свита Аэрту (Aoertu). С учетом резких вещественных различий, второй вариант представляется более правомерным (Carroll et al., 1995; Wartes et al., 2002; Li, Xu, 2007). Выше следуют грубозернистые флювиальные песчаники свиты Ширен(зи)гоу (Shiren(zi)gou) и далее песчаники с редкими линзами водорослевых известняков, относящиеся к свите Ташкала (Tashikula) (Carroll et al., 1995; Wartes et al., 2002; Bian et al., 2010). Возраст этих свит остается слабо охарактеризованным и в различных схемах определялся по-разному: в диапазоне от среднего карбона до средней перми включительно (рис. 3). Вышележащие флювиальные и озерные отложения средней и верхней перми часто обогащены Cорг и являются основным источником углеводородов в регионе. Их субсогласно перекрывают флювиальные отложения триаса, на которых несогласно залегают мощные толщи юры–кайнозоя (Liao et al., 1987; Graham et al., 1990; Wartes et al., 2002; Carroll, Wartes, 2003; Tang et al., 2014).

ОПИСАНИЕ РАЗРЕЗОВ

В ходе полевых исследований изучено 10 пересечений на северных и западных склонах хр. Богдошань в районе 88°–91° в.д. (рис. 2). Основное внимание уделялось био- и литостратиграфической характеристике разрезов верхней части карбона и низов перми, и прежде всего карбонатам, развитым в кровле вулканической серии нижнего–среднего карбона.

Район к юго-востоку от города Урумчи, р. Чицзягоу. Один из наиболее представительных разрезов среднего–верхнего карбона и нижней перми обнажается на западном окончании хр. Богдошань в 15 км к юго-востоку от г. Урумчи в районе р. Чицзягоу (рис. 4). В основании разреза лежат вулканиты свиты Люшугоу, представленные андезитовыми и дацитовыми лавами, лавобрекчиями, туфами и туфобрекчиями мощностью более 400 м (рис. 5а; 6, разрез 1). В туфобрекчиях встречаются редкие обломки микритовых известняков.

 

Рис. 4. Геологическая карта района долины р. Чицзягоу (цементный завод). 1 – средняя пермь: песчаники с единичными прослоями туфов; 2, 3 – нижняя пермь: 2 – свита Ташкала: чередование песчаников и алевролитов, прослои водорослевых известняков, 3 – свита Ширензигоу: песчаники; 4 – верхний карбон–нижняя пермь, свита Аэрту: песчаники и алевролиты, турбидиты; 5 – средний карбон, московский ярус, свита Чицзягоу: известняки, пудинговые и глыбовые конгломераты, песчаники, единичные потоки вулканитов; 6 – нижний и средний карбон, свита Люшугоу: риолиты, дациты, андезиты и туфы; 7 – разломы; 8 – элементы залегания пластов; 9 – дороги; 10 – точки опробования и номера образцов: а – настоящая работа; б – предшествующие исследования. Прямые линии показывают положение изученного разреза.

 

Рис. 5. Фотографии обнажений: а – контакт вулканитов свиты Люшугоу (C1-2l) с вышележащими конгломератами, известняками (светлые скальные выходы в центре снимка) и песчаниками свиты Чицзягоу (C2m q) в районе известнякового карьера в долине Чицзягоу; б – пудинговые конгломераты с обломками известняков в матриксе туфопесчаника – отложения грязевых потоков (лахаров?) в нижней части свиты Чицзягоу, там же; в – строматолитовые постройки с отчетливо выраженными купольными структурами в свите Чицзягоу восточнее г. Мулей, разрез 3 (см. рис. 6).

 

На вулканитах с резким контактом залегают пудинговые конгломераты, известняковые брекчии и известняки свиты Чицзягоу (рис. 5а). Конгломераты, образующие линзовидные тела в основании свиты, сложены гальками, валунами, реже глыбами известняков, плавающими в матриксе туфопесчаника (рис. 5б). Отсутствие сортировки и обилие матрикса свидетельствуют о том, что конгломераты отлагались грязевыми потоками, а пепловый материал в матриксе предполагает, что потоки могли представлять лахары.

Известняки в нижней части свиты образуют протяженный горизонт мощностью от 10 до 60 м, выраженный грядой в рельефе (рис. 5а). Разрез карбонатной пачки представляет чередование массивных светло-серых грубоплитчатых органогенных известняков и песчанистых известняков с пластами плитчатых глинистых известняков и известковых песчаников и алевролитов. Для органогенных разностей характерны скопления и единичные створки брахиопод, одиночные и колониальные кораллы, мшанки, гастроподы, обильный детрит члеников криноидей, встречаются водорослевые постройки (табл. I; II, фиг. 1).

 

Таблица I. Характерные брахиоподы и фораминиферы в известняках Чицзягоу московского яруса.

1–7 – брахиоподы: 1 – скопление раковин Choristites; 2 – поперечный срез брюшной створки Choristites; 3 – Admoskovia sp., брюшная створка, обр. 108; 4 – Admoskovia aljutovensis Lazarev, брюшная створка, обр. 130; 5 – Choristites andygenensis Semichatova, брюшная створка, обр. 192-1; 6 – Choristites radiculosus Ivanov et Ivanova: а – брюшная створка, обр. 130-1, б – спинная створка, обр. 130-2; 7 – “Dictyoclostus” primus Semichatova, обр. 193-1: а – брюшная створка, б – вид сбоку; 8–10 – фораминиферы: 8 – Bradyina cribrostomata Rauser et Reitlinger, обр. 109-16; 9 – Ozawainella kurakhovensis Manukalova, обр. 110-1-2; 10 – Pseudostaffella grandis (Schlykova), обр. 110-1; 11–13 – кораллы: 11 – Rotiphyllum sp., поперечное сечение, обр. 192-1; 12, 13 – Pseudotimania aff. irregularis Gorsky, последовательные поперечные сечения взрослой стадии, обр. 193.

 

Таблица II. Органогенные известняки среднего карбона и нижней перми.

1, 2 – район р. Чицзягоу в 10 км восточнее г. Урумчи: 1 – водорослевый (Komia) баундстоун, обр. 109-3, московский ярус, свита Чицзягоу; 2 – цианобактериальный (Girvanella) баундстоун, обр. 201, нижняя пермь, свита Ташкала; 3–5 – правобережье р. Дадунгоу, средний карбон, водорослевый биогерм: 3 – структуры цементстоун – столбчатый кальцит, выполняющий пустоты в водорослевом биогерме; 4 – баундстоун из столонов Ungdarella; 5 – цианобактериальный баундстоун с фрагментами криноидей, мшанок и фораминифер, обр. 122-2; 6 – дорога Му-Ша, северная часть, московский ярус, цианобактериальный баундстоун, обр. 160. Сокращения: Al – водоросли, Br – обломки мшанок, C – цианобактериальные образования, Cr – криноидеи, F – фораминиферы, M – микрокодиум.

 

Брахиоподы в точках сбора 192, 193 в нижней части свиты (рис. 6, разрез 1) представлены среднекаменноугольными раннемосковскими формами Admoskovia sp., “Dictyoclostus” primus Semichatova, Karavankina sp. и многочисленными створками Choristites andygenensis Semichatova (gr. mansuyi Chao) (табл. I). Здесь же определены одиночные кораллы Rotiphyllum sp. (Fedorowski, 2009) (табл. I, фиг. 11), широко распространенные в башкирском и московском ярусах Донецкого бассейна, и Pseudotimania aff. irregularis Gorsky (табл. I, фиг. 12, 13). Вид P. irregularis характерен для московского яруса Новой Земли, Северного Тимана и Урала (Горский, 1978; Опорные…, 1997). В точке 193 обнаружен комплекс фораминифер с Planoendothyra aljutovica (Reitlinger), Endothyra sp., Bradyina cribrostomata Rauser et Reitlinger, Tetrataxis angusta var. serpukhovensis Reitlinger., T. paraconica Reitlinger, T. subcylindricus Conyl et Lys, T. ex gr. minima Lee et Chen, T. mumerabilis Reitlinger, Pseudotaxis eominima (Rauser), Endotaxis brazhnikovae (Bogush et Juferev), E. minuta Brazhnikova, Endotaxis planiformis Brazhnikova, Neostaffella cf. subquadrata (Grozdilova et Lebedeva), Ozawainella cf. angulata Colani, Оz. ex gr. umbonata Brazhnikova et Potievskaja, Profusulinella sp. (табл. I). Возраст комплекса раннемосковский, по составу он мало отличается от возрастных аналогов в киргизском Южном Тянь-Шане (Дженчураева, 1979). Некоторым своеобразием является обилие особей и видов Tetrataxis (см. ниже).

 

Рис. 6. Схема корреляции разрезов верхнего палеозоя западных и северных склонов хр. Богдошань. Номера колонок отвечают номерам разрезов на рис. 4, 7а и 7б.

 

Из верхних горизонтов пачки, точки 108–111 (рис. 4; 6, разрез 1), в криноидных биоспаритах, содержащих примесь пепла риодацитового состава, определены брахиоподы Admoskovia sp. и сходный комплекс фораминифер, в котором присутствуют Pseudostaffella grandis (Schlykova), Ozawainella kurakhovensis Manukalova, O. cf. inflata Dzhentchuraeva, Staffellaeformes staffellaeformis (Kireeva), Profusulinella cf. timanica (Kireeva), Eofusulina sp. и др. (табл. I ), а также водоросли Ungdarella uralica Maslov, Komia abundans Korde, что также несомненно соответствует нижней части московского яруса.

В верхней части свиты развиты алевролиты и песчаники с прослоями известняков, калькаренитов и карбонатных брекчий, замещающихся по простиранию органогенными известняками. Отмечаются единичные пласты туфов и вулканической брекчии. В калькаренитах и песчаниках найдены брахиоподы Orthotetes radiata Fischer, Admoskovia sp., обломки ругоз и переотложенные фораминиферы (точки 112–115) того же раннемосковского комплекса. Общая мощность карбонатсодержащих слоев достигает 300 м (XBGMR..., 1964; Carroll et al., 1995). Судя по фотоизображениям Google Earth, карбонаты протягиваются не менее чем на 30 км в северном направлении.

На свите Чицзягоу согласно залегают алевролиты и турбидиты свиты Аэрту мощностью 250–300 м (Carroll et al., 1995; Wartes et al., 2002). В низах свиты преобладают алевролиты и дистальные турбидиты. Вверх по разрезу мощности турбидитовых прослоев увеличиваются, а доля фоновых отложений уменьшается. Изучение шлифов показывает, что песчаники и редкие пласты гравийно-галечного состава отвечают вулканомиктовым грауваккам и сложены в основном слабоокатанными обломками различных вулканитов с преобладанием риодацитов. В незначительных количествах присутствуют обломки карбонатов. Для турбидитов характерны эрозионные подошвы и циклы Боума А, A–B, А–B–С, A–C, C. В циклитах С преобладают косослоистые серии, реже встречаются конволютные текстуры. Ориентировка гиероглифов и косой слоистости (10 замеров) указывает, что снос материала турбидитами происходил в северо-восточных румбах (азимуты 350°–100°).

В прослоях алевролитов между турбидитовыми ритмами встречаются раковины гастропод и стволы криноидей, захороненные в прижизненном положении, что свидетельствует об относительно небольшой глубине бассейна. В песчаниках сохраняются остатки наземных растений (Calamites), из которых определены Elatocladus kassagatschica, характерные для пенсильвания Ангарской палеофлористической области (Мосейчик, 2016). Кроме того, в отложениях свиты ранее найдены раковины фораминифер, брахиопод и головоногих моллюсков (Carroll et al., 1995). С учетом находок московской фауны в нижележащих известняках и обломочных цирконов раннепермского возраста в перекрывающих отложениях (Tang et al., 2014), возраст свиты Аэрту может быть определен в пределах позднего карбона–ранней перми (Carroll et al., 1995) (рис. 3).

Вверх по разрезу турбидиты переходят в зеленовато-серые массивные, прочно сцементированные грубоплитчатые крупнозернистые вулканомиктовые песчаники свиты Ширен(зи)гоу мощностью около 250 м. В песчаниках иногда содержится растительный детрит, ранее здесь были найдены фораминиферы, брахиоподы и одиночные кораллы (XBGMR…, 1964; Carroll et al., 1995), свидетельствующие о мелководно-морских условиях седиментации. В верхней части свиты датированы обломочные цирконы с модальным (пиковым) и минимальным возрастами 298 и 285 млн лет соответственно, что определяет возраст пород как раннепермский, не древнее артинского яруса (Tang et al., 2014).

Выше согласно с постепенным переходом лежит свита Ташкала (Carroll et al., 1995), представленная чередованием алевролитов и алевропесчаников с массивными и косослоистыми средне- и крупнозернистыми песчаниками. Отмечаются единичные прослои туфопесчаника и гравелита. Для нижней части свиты характерны микробиальные биостромы (microbial mounds) мощностью до 30 см, образованные цианобактериями Girvanella и строматолитами неясного систематического положения (табл. II, фиг. 2). Здесь же присутствуют несортированные мелкообломочные карбонатные брекчии, состоящие из слабоокатанных обломков строматолитовых известняков, пространство между которыми заполнено мелкими криноидеями, полуокатанными литокластами и оолитами с небольшим количеством микритового цемента, а также оолитами и члениками криноидей с цианобактериальными обрастаниями. Отмечаются косослоистые калькарениты. Происхождение этих отложений несомненно мелководно-морское. В песчаниках свиты Ташкала определены споры сакмарско-артинского возраста (Zhu et al., 2005). Общая мощность свиты превышает 500 м (рис. 6, разрез 1). Выше с постепенным переходом лежат флювиальные и озерные, преимущественно песчанистые отложения верхов нижней(?) и средней перми (рис. 3). Морские фации в вышележащих отложениях отсутствуют.

Пос. Панцзяотай (Pangjiaotai). Южнее поселка Панцзяотай (43°53′11″ с.ш., 88°46′46″ в.д.; см. рис. 2) в опрокинутом залегании с крутыми южными падениями вскрывается толща туфов с редкими потоками порфиритовых лав, общей мощностью более 200 м. Вулканиты содержат прослои криноидно-водорослевого пакстоуна с большим количеством слабоокатанных литокластов известняка, редкими фораминиферами, иглами продуктид и одиночными ругозами Pseudotimania sp., иногда захороненными в прижизненном положении. Выше по разрезу те же окаменелости встречаются в пачке темных алевролитов с примесью риодацитового пепла, обломков известняка и редко кремней-радиоляритов. В известняковых включениях определены фораминиферы среднего карбона Pseudoglomospira sp., Bradyina sp., Ozawainella (?) sp. Характерная ассоциация вулканитов и карбонатов, а также присутствие среднекаменноугольных фораминифер позволяет считать эту толщу аналогом свиты Чицзягоу из района Урумчи.

Правобережье р. Дадунгоу. Здесь у северного подножия хр. Богдошань (43°38′40″ с.ш., 89°53′20″ в.д.; см. рис. 2) в ядре пологой синклинали вскрывается крупный водорослевый иловый биогерм (Waulsortian mud mound; Lees, Miller, 1995), залегающий с резким контактом, следами размыва и галькой в основании на базальтах и туфах свиты Люшугоу. Площадь массива составляет более 10 × 6 км, мощность превышает 50 м. Биогерм сложен грубоплитчатыми и массивными водорослевыми известняками с большим количеством карбонатного ила и примесью скелетных фрагментов, представленных члениками криноидей, мшанками и раковинами в микритовом цементе (табл. II, фиг. 5). Характерны многочисленные пустоты, заполненные карбонатным илом и столбчатым кальцитом (fibrous calcite), образующим структуры цементстоун (cementstone) (табл. II, фиг. 3). В естественных углублениях рельефа и в обрамлении постройки развиты криноидно-водорослево-остракодовые грейнстоуны, пакстоуны (табл. III, фиг. 1, 2) и вакстоуны с редкими остатками головоногих. Хорошая сохранность остракод с длинными шипами, обилие карбонатного илового материала и остатки головоногих указывают на относительно глубоководные обстановки формирования илового холма.

 

Таблица III. Обломочные известняки среднего карбона.

1, 2 – правобережье р. Дадунгоу: 1 – криноидно-водорослевый пак-грейнстоун с фораминиферами и обломками мшанок, ругоз, Tubiphytes, водорослей Ungdarella и Donezella, обр. 121, видны заполнения полостей микрокодиевыми корками и спаритовый цемент; 2 – криноидно-водорослево-остракодовый пак-грейнстоун, обр. 122-1; 3, 4 – район восточнее г. Мулей: 3 – ооидный грейнстоун, обр. 125, 4 – рудстоун с крупными фрагментами Tubiphytes, водорослей и губок, обр. 140-2. Сокращения: Al – водоросли, Cr – криноидеи, F – фораминиферы, O – остракоды, Pr – губки, R – обломки ругоз, T – Tubiphytes.

 

В кровле иловые холмы сменяются водорослевыми фреймстоунами, которые образованы столонами красных водорослей Ungdarella (табл. II, фиг. 4). В кровле и подошве известняковой пачки обнаружены биоспариты с редкими раковинами фораминифер Tolypammina complicata Reitlinger, Climacammina aff. procera Reitlinger, Glomospirita (?) sp., Palaeotexturlaria vulgaris Reitlinger, Pseudoglomospira sp., Eostaffella sp., а также с водорослями Ungdarella uralica Maslov, Ungdarellina (?) sp., Epistacheoides connorensis Mamet et Rudloff. Возраст комплекса не древнее начала среднего карбона. Кровля известняков не наблюдалась.

Синклиналь Мулей. В районе р. Мулей (Mulei) (43°40′–43°50′ с.ш., 90°18′ в.д.) наблюдается простая синклинальная структура, на крыльях сложенная вулканитами нижнего–среднего карбона, а в ядре содержащая мощную обломочную, в основном песчанистую толщу (рис. 7а). В южном крыле синклинали у плотины водохранилища и по левому притоку р. Мулей вскрыта верхняя часть вулканитов (свита Люшугоу), в которой преобладают вулканокластические породы, но содержатся также лавовые потоки среднего и кислого состава, включая породы с пемзовой структурой. Кроме того, встречаются пачки тонкообломочных туфоалевролитов с характерными текстурами подводного оползания и брекчирования.

 

Рис. 7. Геологические карты северного склона хр. Богдошань: а – район г. Мулей; б – шоссе Мулей–Шаньшань (Му-Ша). Условные обозначения см. на рис. 4.

 

В верхней части вулканитов появляются редкие карбонатные стяжения и обнаружен локально развитый пласт (около 1 м) темного алевропелита с известковой органогенной примесью; частично этот слой также обогащен остроугольными пепловыми частицами кварц-полевошпатового состава. Известковый материал представляет собой микрит и калькаренит с мелкими створками остракод. Кроме того, пласт содержит многочисленные не разрушенные раковины брахиопод (точка 130: 43°44′09″ с.ш., 90°18′42″ в.д.) Kelamelia typica Zhang, Admoskovia aljutovensis Lazarev, Choristites radiculosus Ivanov et Ivanova. Последний вид типичен в том числе для нижней части московского яруса Тарима (Сhen, 2004). Мощность слоев с известковым материалом, которые могут представлять здесь свиту Чицзягоу, составляет около 200 м (рис. 6, разрез 2).

В северном крыле синклинали, восточнее города Мулей, стратиграфический уровень кровли вулканитов наблюдался в трех пунктах в интервале по долготе 90°18′26″ – 90°24′14″ (рис. 7а). Здесь выше толщи риодацитов и туфов представлены хорошо сортированные вулканомиктовые песчаники и темные, местами пестроцветные алевролиты с кластолавами риодацитов (мощностью до 3 м) и с пластами известняков (рис. 6, разрезы 3, 4). Градационно-слоистые породы в песчано-алевритовой толще отсутствуют. Встречаются конгломераты с галькой известняков и вулканитов кислого и основного состава.

Пласты известняков состоят из слоистых цианобактериальных (строматолитовых) построек небольшой высоты (10–20 см) (рис. 5в). Часто они погребены под грубозернистыми калькаренитами (ооспаритами) со следами по крайней мере двукратного переотложения. Оолиты формируют грейнстоуны с отчетливой слоистостью и ориентировкой биокластов параллельно напластованию. Грубозернистые грейнстоуны с размерностью биокластов около 2 мм сложены обрывками построек цианобактерий Tubiphytes и микрокодиумов (табл. III, фиг. 3, 4). Присутствуют агглютинирующие фораминиферы. Более спокойной обстановке седиментации отвечают мшанково-брахиоподовые вакстоуны со слабоокатанными неориентированными обломками.

Органические остатки представлены перемытыми обломками криноидей, гастропод, брахиопод, мшанок и редкими фораминиферами. Из числа последних определены Archaediscus sp. (cf. glomus Ganelina), Permodiscus cf. minutissima (Reitlinger), P. aff. angusta elongata (Reitlinger), Birectoendothyra (?) sp., Haplophragmella (?) sp., Eostaffella aff. proikensis Rauser, а также обломки Fusulinidae внутри ооидов. Появление крупных фузулинид указывает на возраст не древнее московского века, а с учетом присутствия известковых водорослей Fasciella kizilia R. Ivanova, более типичных для визейских–башкирских отложений, он скорее всего раннемосковский. Указания в (XBGMR…, 1964) на находки в этих же слоях брахиопод Choristites не противоречат такой датировке. Мощность известково-вулканогенной свиты, аналогичной свите Чицзягоу, в северном крыле синклинали составляет не менее 250 м.

В кровле, через переходную пачку тонкослоистых ритмично чередующихся алевролитов и песчаников (мощность 10 м), эта свита согласно перекрывается мощной алевропесчаной последовательностью, слагающей ядро синклинали по долинам рек Мулей и Баянгоу (рис. 6, 7а). В нижней ее части преобладают песчаники иногда с конволютной и градационной слоистостью и знаками ряби. Присутствуют прослои вулканомиктового конгломерата. Песчаники сложены окатанными и остроугольными обломками, иногда ограненными кристаллами кварца, перенос которых от мест извержений был явно недалеким, в смеси с обломками вулканического стекла с микролитами, а также со скудным карбонатным обломочным материалом. Косослоистые серии указывают на транспортировку обломочного материала в северном и северо-восточном направлениях.

Вверх по разрезу состав серии мало меняется. Характерны массивные косослойчатые песчаные пачки дельтового типа, включающие до 60–70% вулканомиктового материала, преимущественно риодацитового состава, и довольно часто карбонатную примесь, в том числе известковые оолиты и их обломки. Цемент частично гематитизирован. Встречаются растительные остатки. Гравийные пласты содержат примесь обломков кремней-радиоляритов. В подошвах пластов песчаников встречаются следы нагрузки (load casts), борозды размыва и врезы глубиной до 1–1.5 м, заполненные брекчиями оползания. Верхние горизонты серии отличаются более тонкообломочным составом.

Общая мощность алевропесчаной серии превышает 3 км. Сопоставление с западными районами хр. Богдошань предполагает, что низы терригенной толщи соответствуют свитам Аэрту, Ширензигоу и Ташкала (рис. 6), а более тонкие разности, развитые в верхах разреза, могут отвечать средней и верхней(?) перми.

Восточный Богдошань. Вдоль шоссе Мулей–Шаньшань (Му-Ша), пересекающего хр. Богдошань в районе 90°50′–91° в.д., отложения карбона образуют пологую складчатую структуру, осложненную продольными взбросами и сдвигами (рис. 7б). В нижней части северного склона хребта вулканиты, аналогичные верхам серии Люшугоу, залегают с пологими южными падениями и включают разнообразное переслаивание порфировидных базальтов, андезитов и риодацитов, а также вулканокластических пород различной размерности. Более типичны здесь красные кварцевые порфиры, пемзовые лавы и их туфы. Над ними согласно лежат следующие пачки, которые можно отнести к свите Чицзягоу (рис. 6, разрез 6). (1) Красноватые и пятнистые песчаники, гравелиты, реже алевролиты. В верхней части содержат прослои карбонатов и линзы конгломератов с галькой вулканических и карбонатных пород. Мощность более 50 м. (2) Плитчатые известняки от тонкополосчатых микритов до криноидных ооспаритов. В разной степени замусорены вулканомиктовым материалом, вплоть до появления гравийных прослоев из риолитовых обломков и мелкогалечного конгломерата с галькой туфосилицитов. Обнаружены единичные фораминиферы Pseudoendothyra cf. bradyi (Moeller), появляющиеся в среднем карбоне (точка 176). Мощность 30 м. (3) Плохо сортированные песчаники, красноватые и зеленые алевролиты, редко вулканомиктовые брекчии. Мощность около 100 м. (4) Вулканомиктовые конгломераты с хорошо окатанной галькой и песчаники, сложенные обломками вулканитов. Мощность 20 м. (5) Протяженная линза органогенно-обломочных известняков с цианобактериальными биостромами (табл. II, фиг. 6). Содержат остатки бентоса, включая стебли и детрит криноидей, мшанки (Fenestellidae), одиночные и колониальные кораллы, гастроподы, створки брахиопод и раковины фузулинид Fusiella praetypica (Safonova), Taitzehoella cf. librovitchi (Dutkevich), T. librovitchi var. perseverata (Safonova), T. sp. (точка 161) – формы, характерные на Русской (Восточно-Европейской) платформе для верхов нижнемосковского подъяруса. Мощность 15–25 м. (6) Пачка чередования черных алевролитов, иногда обогащенных раковинным детритом, и известковых песчаников с прослоями криноидного детритового известняка. В точке 158 с координатами 43°33′44″ с.ш., 90°58′20″ в.д. в песчаниках найдены брахиоподы Kelamelia typica Zhang, Admoskovia sp., A. aljutovensis Lazarev, Choristites sp. indet., Phricodothyris cf. pyriformis Pavlova, определяющие возраст отложений в пределах башкирского и московского веков среднего карбона, а также двустворки и колонии мшанок. Мощность более 50 м. Перекрывающие слои смещены по разлому.

Южнее, выше по долине, опять вскрываются вулканиты Люшугоу (рис. 7б), которые перекрыты известково-вулканомиктовыми слоями, состоящими в основном из псаммитовых туфов и туффитов, местами карбонатизированных. Встречаются линзующиеся пласты (мощность до 1–1.5 м) водорослевых и биокластических известняков, сложенных обломками криноидей, брахиопод, мшанок. Из них в точках 153–155 (координаты 43°31′12″ с.ш., 91°01′03″ в.д) определены фораминиферы Pseudoglomospira sp., Endothyra sp., Tetrataxis sp. (aff. minima Lee et Chen), Tetrataxis vulgaris Malakhova, T. minima Lee et Chen, T. angusta var. serpukhovensis Reitlinger, Neostaffella sp. (cf. subquadrata (Grozdilova et Lebedeva). Присутствие последней формы типично для основания московского яруса. Мощность карбонатсодержащих слоев составляет около 200 м (рис. 6, разрез 5). Выше залегают вулканомиктовые песчаники, гравелиты и конгломераты общей мощностью более 300–400 м, слагающие водораздел хребта в районе перевала. В обломках конгломератов преобладают риодациты. В песчаниках, лежащих над конгломератами, отмечаются прослои калькаренитов и пласты детритового известняка. Фораминиферы в этих породах не обнаружены.

ОБСУЖДЕНИЕ

Биостратиграфия

Анализ палеонтологического материала позволяет установить, что накопление карбонатов, венчающих вулканическую серию хр. Богдошань, происходило в течение короткого отрезка времени.

Брахиоподы во всех изученных разрезах несомненно относятся к среднему карбону. Появление представителей рода Admoskovia (табл. I, фиг. 3, 4) фиксируется с верхней части среднего карбона (Лазарев, 2000; Martinez, Winkler, 2009) и более характерно для верейского горизонта, т.е. для основания московского яруса (рис. 8). Род представлен формой, близкой к Admoskovia aljutovensis Lazarev (табл. I, фиг. 4) из верейского горизонта, очень сходной в трех точках опробования (108, 112 и 153), которые должны представлять один стратиграфический уровень. Orthotetes radiata Fischer на Урале распространен в башкирском и московском ярусах, в Подмосковье характеризует верейский горизонт. “Dictyoclostus” primus Semichatova – вид неясной родовой принадлежности, близкий к Reticulatia, очень оригинальный, с глубоким синусом на брюшной створке (табл. I, фиг. 7a, 7б) – описан из верейского горизонта Самарской Луки. Определяющим признаком комплекса брахиопод является присутствие крупных груборебристых хориститин, известных из отложений башкирского–раннемосковского возраста, и появление диктиоклостин с несколько сглаженной концентрической скульптурой и сетчатым рисунком на висцеральном диске (Лазарев, 2001). Полученная группа видов характеризует раннемосковский интервал, обособляемый также на Тариме (Chen, 2004).

 

Рис. 8. Возраст известняков Чицзягоу по палеонтологическим данным (см. объяснение в тексте). Стратиграфическая шкала по (Gradstein et al., 2012).

 

Фораминиферы представлены комплексом с Staffellaeformes staffellaeformis (Kireeva), Profusulinella cf. timanica (Kireeva), Eofusulina sp. раннемосковского возраста, причем в точке опробования 161 получены Fusiella praetypica (Safonova), Taitzehoella cf. librovitchi (Dutkevich), T. librovitchi var. perseverata (Safonova), T. sp. – формы, характерные на Русской платформе для каширского горизонта московского яруса. В (XBGMR…, 1964) содержится указание на присутствие также известняков с Fusulina и Fusulinellа. В Туркестано-Алайском секторе Южного Тянь-Шаня эти формы появляются на том же стратиграфическом уровне (зона Aljutovella priscoidea) (Дженчураева, 1979). В ряде пунктов сбора комплекс фораминифер и водорослей не включает крупных фузулинид и указывает лишь на средний карбон, однако отчетливо разных биостратиграфических уровней известняковые постройки или их дебрис не содержат.

Кораллы Rugosa, включая Pseudotimania aff. irregularis Gorsky и Rotiphyllum sp., найденные в известняках свиты Чицзягоу, известны из нижней части баренцевской серии Новой Земли и московского яруса западного склона Урала (Горский, 1978). Из других групп фауны в известняках свиты Чицзягоу ранее были определены криноидеи, также встречающиеся в отложениях московского яруса (Lane et al., 1996; Webster et al., 2009).

Полученные палеонтологические данные позволяют существенно уточнить возраст среднекаменноугольных карбонатов в хр. Богдошань. Для известняков свиты Чицзягоу, венчающих островодужную вулканическую серию нижнего и среднего карбона, в целом наиболее вероятен раннемосковский возраст, а преобладают в этой свите аналоги каширского горизонта (рис. 8).

Обстановки седиментации

Анализ седиментологических данных позволяет охарактеризовать обстановки осадконакопления в хр. Богдошань и проследить их изменение во времени со среднего карбона до средней перми.

Среднекаменноугольные вулканиты свиты Люшугоу в большинстве изученных пересечений содержат несортированные грубые туфы и туфобрекчии и почти полностью лишены карбонатной и терригенной примеси, что предполагает наземные условия формирования. В верховья р. Дадунгоу (рис. 2) также встречаются отчетливо слоистые туфотерригенные отложения, иногда градационно-слоистые, формировавшиеся в морских условиях. О морских обстановках свидетельствуют и находки фауны в осадочных прослоях среди вулканитов (Carroll et al., 1990). Эти данные позволяют реконструировать для начала среднего карбона обстановки вулканической дуги с резким, частично наземным, но также и с расчлененным подводным рельефом.

Быстрая смена обстановок отмечается на границе башкирского и московского веков (около 315 млн лет). В это время почти полностью прекратился вулканизм, была выработана обширная абразионная поверхность и на ней повсеместно распространились морские карбонатные и карбонатно-терригенные отложения (свита Чицзягоу). Карбонатные слои встречены во всех изученных пересечениях, хотя выражены они очень различно – от протяженных горизонтов мощностью более 50 м до маломощных линз среди терригенных пород. Карбонаты представлены фациями органогенных построек, карбонатных отмелей и мелководных лагун.

Органогенные постройки образуют крупные массивы и небольшие тела. Крупные массивы (биогерм Дадунгоу) представляют иловые холмы волсортского типа (Waulsortian mud mounds). Основной объем постройки слагают водорослевые и иловые известняки с редкими остатками бентоса, в меньших количествах представлены водорослевые фреймстоуны и баундстоуны. Характерно отсутствие каркасных построек, сложенных метазоа. Большое количество илового материала и хорошая сохранность тонких скелетных структур свидетельствуют о спокойной гидродинамической обстановке ниже уровня штормовых волн. Подобные иловые холмы являются типичными образованиями верхнего склона (Lees, Miller, 1995). Малые органогенные постройки – биостромы, строматолитовые и цианобактериальные маты и небольшие водорослевые биогермы – встречаются среди лагунных осадков (рис. 5в; табл. II, фиг. 1, 6).

Отложения карбонатных отмелей, представленные органогенно-обломочными, ооидными и оолитовыми грейнстоунами и пакстоунами, иногда косослоистыми, развиты спорадически в обрамлении органогенных построек (Дадунгоу) и среди лагунных отложений. Карбонатные обломки, обычно хорошо окатанные и отсортированные, сложены в основном фрагментами водорослей, в меньшей степени фрагментами бентосных организмов (табл. III). Отличительной чертой изученных разрезов является отсутствие криноидно-фузулиновых известняков, типичных для этого уровня на всей территории Южного Тянь-Шаня и северной окраины Тарима (Дженчураева, 1979; Бискэ, 1996; Алексеев и др., 2015).

Фации карбонатных лагун представлены брахиоподово-мшанковыми вакстоунами (южное крыло синклинали Мулей), органогенно-обломочными вакстоунами и бентогенными известняками, в которых скелетные остатки часто захоронены в прижизненном положении (р. Чицзягоу, дорога Му-Ша). Лагунные известняки содержат прослои алевролитов и песчаников, доля которых в разрезе увеличивается к востоку и югу, местами – до почти полного замещения карбонатов терригенными породами (дорога Му-Ша).

На западном окончании хр. Богдошань карбонаты подстилаются пудинговыми конгломератами, иногда с обломками до 3 м в диаметре, представляющими отложения грязевых потоков (Webster et al., 2009) (рис. 5в), и замещаются по латерали склоновыми вулканомиктовыми турбидитами. Примесь пеплового материала в матриксе конгломератов, редкие прослои туфов и потоки вулканитов основного и кислого состава, датированные 311 млн лет в разрезе свиты Чицзягоу (Xie et al., 2016a), свидетельствуют, что незначительная вулканическая активность в западной части хр. Богдошань продолжалась на стадии накопления карбонатов. Нижнемосковские известняки в этой области образуют фациально пестрые системы с лагунами (разрез р. Чицзягоу) и рифами (массив Дадунгоу), формировавшиеся на расчлененном рельефе в обрамлении вулканических построек (Dorobek, 2008). В восточном направлении вулканиты исчезают, и в этом же направлении увеличивается доля мелководных терригенных отложений, накапливавшихся на выровненной поверхности отмершей вулканической дуги.

Период накопления известняков был непродолжительным (около 3–4 млн лет), и уже к концу московского века карбонатообразование было подавлено терригенным материалом, сносившимся с юго-запада и юга, где находились растущие орогенные поднятия Тянь-Шаня. Широкое развитие склоновых турбидитов в свите Аэрту (Carroll et al., 1995; Webster et al., 2009) свидетельствует о некотором увеличении глубины бассейна в западном Богдошане в позднекаменноугольное время, однако малая мощность турбидитовой серии (около 250 м) и находки прижизненно захороненных остатков бентоса указывают на то, что глубина водоема оставалась незначительной, видимо не более 200 м. В восточном Богдошане (синклиналь Мулей, дорога Му-Ша) после отложения известняков накапливались мелководно-морские и дельтовые фации, свидетельствующие о том, что прогибание здесь шло в компенсированном режиме.

В ранней перми турбидитовый бассейн на западе заполняется осадками, и с этого времени мелководные фации (свита Ширензигоу и ее аналоги) распространяются на всю территорию Богдошаня. Примесь карбонатных обломков и обрастания песчинок карбонатными водорослями свидетельствуют о сохраняющихся морских условиях. Наиболее молодые морские фации представлены в нижних горизонтах свиты Ташкала, где развиты микробиальные тела и строматолиты с обломками криноидей и мшанок (табл. II, фиг. 2). Эти известняки формировались в лагунных условиях с возможным периодическим осушением. Отсутствие морских отложений в вышележащем разрезе предполагает, что море окончательно покинуло территорию Южной Джунгарии в конце ранней перми.

Палеогеографическая позиция Джунгарского региона

Реконструкции по палеомагнитным данным показывают, что Джунгарский бассейн в середине карбона находился примерно на тех же широтах, что и в настоящее время – в районе 40° с.ш. (Wang et al., 2007; Domeier, Torsvik, 2014). Можно предполагать, что органогенные постройки Богдошаня формировались вблизи северной границы области развития рифов данной эпохи.

Как известно, в тропиках среднего–позднего карбона органогенные постройки обычно были представлены биогермами и скелетными холмами, среди рифостроителей которых преобладали губки (хететиды), часто в ассоциации с колониальными кораллами – ругозами (Caninia, Amandophyllum, Caniniostrotion, Tschussovskenia), табулятами (Syringopora, Multithecopora), водорослями (Ivanovia, Donezella, Dvinella), цианобактериями, реже мшанками. Так, в бассейнах Северной Америки в конце московского века развивались каркасные рифы, образованные в основном хететидами, водорослевые филлоидные рифы доминировали в рифовых экосистемах от позднего пенсильвания до ранней перми (Samankassow, West, 2002). Хететиды особенно характерны для биогермов подольского и мячковского горизонтов Московского бассейна (Махлина и др., 2001). Коралловые патч-рифы и водорослево-мшанковые холмы, а также хететесово-коралловые рифы с ругозами были широко распространены на шельфах Сино-Корейского и Южно-Китайского кратонов (Gong et al., 2012). На островах тропической части Панталассы также развивались сходно построенные и особенно долгоживущие рифы с полной фациальной последовательностью, известные, в частности, в карбонатном массиве (“атолле”) Акиоси в Японии. Здесь разного типа биогермы приурочены к различным возрастным интервалам, но каркасные постройки с хететидами характерны для башкирского яруса и нижней части московского яруса (Sano et al., 2004). Основная каркасная часть рифа инкрустируется цианобактериями, фораминиферами, мшанками (Nagai et al., 2007).

В верхней части карбона на палеошельфах Таримcкого и Алайского микроконтинентов и в синколлизионных прогибах Южного Тянь-Шаня карбонатную часть разрезов представляют в основном водорослево-фораминиферовые известняки с редкими ругозами и хететидами, а также раковинные фации (Дженчураева, 1979; Бискэ, 1996; Дженчураева и др., 2013; Алексеев и др., 2015). Водорослевые биогермы башкирского яруса маркируют окраины карбонатных шельфов в хр. Большой Каратау в Южном Казахстане и в Срединном Тянь-Шане (Cook et al., 2002; Alexeiev et al., 2017). Также биогермы известны в разрезах нижней перми в северном обрамлении Ферганской впадины (Alexeiev et al., 2017) и в краевом прогибе Тарима (Chen, Shi, 2003).

Близкие по возрасту и составу тела органогенных известняков, относящиеся к тем же палеоширотам, известны в Саякской мульде в Северном Прибалхашье, в составе тастыкудукской свиты низов московского яруса (Стратиграфический…, 1977). Судя по описаниям, они развивались в пределах преддугового прогиба Балхашской активной окраины Казахстанского континента (Windley et al., 2007; Li et al., 2016). На уральской окраине Палеоазиатского океана в среднекаменноугольное время формировались биогермы в кизильской свите на р. Большой Кизил (средняя часть башкирского яруса), где развиты небольшие строматолитовые постройки-баундстоуны, сложенные зелеными водорослями Donetzella, Beresella и др. (Кулагина и др., 2009).

Таким образом, на общем географическом фоне пенсильванской эпохи нижнемосковские биогермы Богдошаня представляли продукт рифогенного карбонатообразования в северной окраинной части тропической области, где органогенные постройки имели малые размеры и сравнительно бедный биоценоз. Короткий промежуток времени роста рифов является здесь следствием быстрых изменений ландшафтов и поступления значительных объемов обломочного материала с растущих поднятий в сопредельном орогенном поясе Тянь-Шаня.

Геодинамическая реконструкция

На основании анализа геохимических данных большинство исследователей сходится в том, что каменноугольные вулканиты хр. Богдошань формировались в островодужной обстановке (Carroll et al., 1990; Сhen et al., 2013; Xie et al., 2016а, 2016b). Положительные значения εNd(t) 6–9.4 в вулканических породах и εHf(t) 13.7–14.3 в цирконах указывают на ювенильный источник расплавов и часто рассматриваются как свидетельство океанической природы дуги (Сhen et al., 2013; Xie et al., 2016a, 2016b). Однако преимущественно мелководный характер осадочных отложений, сопутствующих вулканитам, широкое развитие кислых пород в составе вулканических серий, а также присутствие докембрийских цирконовых ксенокристов в верхнепалеозойских базальтах (Wali et al., 2018) свидетельствуют о присутствии древнего континентального субстрата в основании Богдошаньской дуги. Вопрос о природе фундамента сопредельной части Джунгарской впадины остается открытым, при этом имеется ряд аргументов в пользу того, что здесь, как и в Богдошане, присутствует массив с докембрийской континентальной корой – Джунгарский микроконтинент (см. обсуждение в Xu et al., 2015b; Kröner et al., 2017; Han, Zhao, 2018).

Островодужный террейн Богдошаня ограничивается Западно-Джунгарской сутурой (аккреционный комплекс Байингоу) на юго-западе и сутурой Келамейли на северо-востоке (рис. 1). С учетом возраста перекрывающих толщ, время формирования сутуры Келамейли определяется около 345 млн лет (Xu et al., 2015a; Du et al., 2018). Это предполагает, что островодужный магматизм в Богдошане с 347 до 311 млн лет не мог быть связан с субдукцией океанической коры бассейна Келамейли. Более вероятно, что зона субдукции находилась юго-западнее Богдошаня, по-видимому в районе Западно-Джунгарской сутуры и комплекса Байингоу (рис. 9а, 9б).

 

Рис. 9. Геодинамическая эволюция Южной Джунгарии в конце карбона и начале перми.

а – ранний карбон и башкирский век среднего карбона; б – московский век среднего карбона; в – конец карбона–начало перми.

 

С учетом возраста около 325 млн лет наиболее молодых офиолитов в аккреционном клине Байингоу (Xu et al., 2006) и возраста 316 ± 3 млн лет постколлизионных интрузий, прорывающих структуры аккреционного комплекса, время формирования Западно-Джунгарской сутуры определяется как 320–315 млн лет (Han et al., 2010). Как было показано выше, повсеместное прекращение островодужного магматизма в хр. Богдошань происходит практически в это же время – на рубеже башкирского и московского веков, около 315 млн лет назад. Близкий возраст этих двух событий предполагает, что отмирание вулканической дуги Богдошаня, скорее всего, произошло вследствие ее причленения к Илийской активной окраине Казахстанского континента (рис. 9б).

В позднем карбоне и перми территория Богдошаня и прилегающие части Джунгарской и Турфанской впадин представляли форланд по отношению к орогенному поясу Тянь-Шаня и Илийского дуге, находившимся южнее (Carroll, Wartes, 2003; Wang et al., 2008, 2009; Bian et al., 2010). Бассейн форланда устойчиво погружался. Анализ мощностей отложений показывает, что скорости опускания постепенно увеличивались с течением времени на протяжении позднего карбона, ранней и средней перми. В бассейне преобладали флювиальные и озерные фации. Мелководно-морские обстановки сохранялись локально в районе, прилегающем к Богдошаню. В артинском веке (около 285 млн лет) водоем окончательно потерял связь с океаном и в дальнейшем развивался в континентальных условиях.

В северной части Джунгарской впадины островодужный вулканизм прекратился после 326 млн лет, и в некоторых случаях здесь также обнаружена карбонатная пачка, венчающая островную дугу (Li et al., 2015а). В более общем региональном плане (рис. 1) важно отметить, что в Зайсанской впадине вскрыты базальты островодужного типа с возрастом 313 млн лет и закрытие океана здесь произошло около 310 млн лет назад (Li et al., 2015b). Мелководные морские отложения московского яруса в пределах Джунгаро-Балхашской и Иртыш-Зайсанской областей представлены лишь в некоторых прогибах (Ротай, 1971). Исходя из этого, можно полагать, что накопление нижнемосковских известняков Богдошаня отражает общее прекращение процессов субдукции и отмирание островодужных систем в Джунгарском регионе (Бискэ и др., 2016). Предлагавшиеся ранее модели с сохранением океанической коры и субдукции в Джунгарской впадине до поздней перми и триаса (Xiao et al., 2015) не подтверждаются геологическими данными.

ВЫВОДЫ

Возраст толщи известняков, накапливавшихся на стадии отмирания ранне-среднекаменноугольной энсиалической дуги в хр. Богдошань, определяется по комплексу фауны фораминифер, брахиопод и кораллов как раннемосковский (315–310 млн лет). Карбонаты представлены фациями шельфовых лагун и мелководных отмелей, а также органогенными постройками, характерными для обстановок верхнего склона. В среднем карбоне Богдошань находился в северной окраинной части тропической зоны, и этим определяется небольшой размер биогермов и бедные биоценозы рифостроителей. Отмирание вулканической дуги Богдошаня происходило субсинхронно с формированием Западно-Джунгарской сутуры и, видимо, является следствием причленения дуги к Илийской активной окраине Казахстанского континента. Отсутствие признаков субдукции в более поздние эпохи свидетельствует о том, что формирование единого континентального массива в Джунгарском регионе завершилось в позднем карбоне.

Благодарности. Авторы признательны заместителю директора Госпрограммы № 305 Др. Ма Хуадону за содействие в организации полевых исследований в Синцзяне.

Работа выполнена по теме госзадания ГИН РАН № 0135-2016-0009. Полевые работы проводились при финансовой поддержке грантов РФФИ 13-05-91151-ГФЕН, СПбГУ 3.38.137.2014, NSFС 41390445, 41311120069. Обработка материалов и подготовка публикации выполнены за счет средств проектов РНФ 14-27-00058 и NSFС 41772225.

×

About the authors

D. V. Alexeiev

Geological Institute, Russian Academy of Sciences

Author for correspondence.
Email: dvalexeiev@mail.ru
Russian Federation, Pyzhevskii per. 7, Moscow, 199017

Yu. S. Biske

Institute of Earth Sciences, St. Petersburg State University

Email: dvalexeiev@mail.ru
Russian Federation, Universitetskaya nab. 7–9, St. Petersburg, 199034

A. V. Djenchuraeva

Institute of Geology, National Academy of Sciences of the Kyrgyz Republic

Email: dvalexeiev@mail.ru
Kyrgyzstan, Bishkek

B. Wang

State Key Laboratory for Mineral Deposits Research, School of Earth Sciences and Engineering, Nanjing University

Email: dvalexeiev@mail.ru
China, 22 Hankou Road, Nanjing, 210093

O. L. Kossovaya

Karpinsky Russian Research Geological Institute; Kazan Federal University

Email: dvalexeiev@mail.ru
Russian Federation, Srednii pr. 74, St. Petersburg, 199106; 18 Kremlyovskaya ul., Kazan, 420008 Republic of Tatarstan

L. L. Zhong

State Key Laboratory for Mineral Deposits Research, School of Earth Sciences and Engineering, Nanjing University

Email: dvalexeiev@mail.ru
China, 22 Hankou Road, Nanjing, 210093

Yu. V. Savitsky

Institute of Earth Sciences, St. Petersburg State University

Email: dvalexeiev@mail.ru
Russian Federation, Universitetskaya nab. 7–9, St. Petersburg, 199034

References

  1. Алексеев Д.В., Бискэ Ю.С., Ван Б. и др. Тектоническое районирование и палеозойская эволюция китайского Южного Тянь-Шаня // Геотектоника. 2015. № 2. С. 1–32.
  2. Бискэ Ю.С. Палеозойская структура и история Южного Тянь-Шаня. СПб.: СПбГУ, 1996. 190 с.
  3. Бискэ Ю.С., Алексеев Д.В., Дженчураева А.В., Ван Б. История закрытия океанских бассейнов в позднем палеозое между Таримом и Джунгарией: геодинамика и стратиграфические проблемы // Ученые записки Казанского ун-та. Сер. Естеств. науки. 2016. Т. 158. Кн.14. С. 75–93.
  4. Горский И.И. Кораллы среднего карбона западного склона Урала. М.: Наука, 1978. 223 с.
  5. Дженчураева А.В. Стратиграфия и фораминиферы среднекаменноугольных отложений северных склонов Туркестано-Алая. Фрунзе: Илим, 1979. 184 с.
  6. Дженчураева А.В., Неевин А.В., Максумова Р.А. и др. Атлас фаций и ископаемых остатков палеозоя Срединного Тянь-Шаня. Бишкек: КРСУ, 2013. 404 с.
  7. Зоненшайн Л.П., Кузьмин М.Т., Натапов Л.М. Тектоника литосферных плит территории СССР. М.: Недра, 1990. Т. 2. 334 с.
  8. Кулагина Е.И., Пазухин В.Н., Николаева С.В. и др. Биогермные фации серпуховских и башкирских отложений кизильской свиты на Южном Урале // Типовые и опорные разрезы карбона России и потенциальные глобальные стратотипы. Южноуральская сессия. Материалы Международного полевого совещания, Уфа–Сибай, 13–18 августа, 2009 г. Уфа, 2009. С. 78–96.
  9. Лазарев С.С. Брахиоподы трибы Reticulatiini в карбоне Подмосковья. 2. Триба в эволюции и системе продуктоидей. Новый род Admoskovia // Палеонтол. журн. 2000. № 5. С. 25–33.
  10. Лазарев С.С. Брахиоподы // Средний карбон Московской синеклизы (южная часть). Т. 2. Палеонтологическая характеристика. Ред. Алексеев А.С., Шик С.М. М.: Научный мир, 2001. С. 55–65.
  11. Махлина М.Х., Алексеев А.С., Горева Н.В. и др. Средний карбон Московской синеклизы (южная часть). Т. 1. Стратиграфия. Ред. Алексеев А.С., Шик С.М. М.: Научный мир, 2001. 244 с.
  12. Мосейчик Ю.В. Этапы развития флоры и система макрофлористических зон карбона Ангариды // Lethaea rossica. 2016. Т. 12. C. 1–28.
  13. Моссаковский А.А., Руженцев С.В., Самыгин С.Г., Хераскова Т.Н. Центрально-Азиатский складчатый пояс: геодинамическая эволюция и история формирования // Геотектоника. 1993. № 6. С. 3–32.
  14. Опорные разрезы карбона и перми Северного Тимана. Отв. ред. Кашик Д.С. Санкт-Петербург: Наука, 1997. 286 с. (Труды МСК. Т. 24).
  15. Ротай А.П. (ред.) Основные черты стратиграфии карбона СССР. Л.: Недра, 1971. 333 с.
  16. Стратиграфический словарь СССР. Карбон, пермь. Гл. ред. Верещагин В.Н. Л.: Недра, 1977. 535 с.
  17. Alexeiev D.V., Cook H.E., Djenchuraeva A.V., Mikolaichuk A.V. The stratigraphic, sedimentologic and structural evolution of the southern margin of the Kazakhstan continent in the Tien Shan Range during the Devonian to Permian // Geological Evolution of Central Asian Basins and the Western Tien Shan Range. Eds. Brunet M.-F., McCann T., Sobel E.R. Geol. Soc. London Spec. Publ. 2017. V. 427. P. 231–269.
  18. Bian W., Hornung J., Liu Z.H. et al. Sedimentary and palaeoenvironmental evolution of the Junggar Basin, Xinjiang, Northwest China // Palaeobio Palaeoenv. 2010. V. 90. P. 175–186.
  19. Carrol A.R., Wartes M.A. Organic carbon burial by large Permian lakes, northwest China // Geol. Soc. Am. Spec. Pap. 2003. V. 370. P. 91–104.
  20. Carroll A.R., Liang Y., Graham S.A. et al. Junggar basin, northwest China: trapped Late Paleozoic ocean // Tectonophysics. 1990. V. 181. P. 1–14.
  21. Carroll A.R., Graham S.A., Hendrix M.S. et al. Late Palaeozoic tectonic amalgamation of NW China: sedimentary records of the northern Tarim, northwestern Turpan, and southern Junggar basins // Bull. Geol. Soc. Am. 1995. V. 107. P. 571–594.
  22. Chen Z.Q. Devonian–Carboniferous brachiopod zonation in the Tarim Basin, northwest China: implications for biostratigraphy and biogeography // Geol. J. 2004. V. 39. P. 431–458.
  23. Chen Z.Q., Shi G.R. Late Paleozoic depositional history of the Tarim basin, northwest China: an integration of biostratigraphic and lithostratigraphic constraints // AAPG Bull. 2003. V. 87. № 8. P. 1323–1354.
  24. Chen X.J., Shu L.S., Santosh M. Late Paleozoic post-collisional magmatism in the Eastern Tianshan Belt, Northwest China: new insights from geochemistry, geochronology and petrology of bimodal volcanic rocks // Lithos. 2011. V. 127. P. 581–598.
  25. Chen X.J., Shu L.S., Santosh M., Zhao X.X. Island arc-type bimodal magmatism in the eastern Tianshan Belt, Northwest China: geochemistry, zircon U–Pb geochronology and implications for the Paleozoic crustal evolution in Central Asia // Lithos. 2013. V. 168–169. P. 48–66.
  26. Coleman R.G. Continental growth of northwest China // Tectonics. 1989. V. 8. № 3. P. 621–635.
  27. Cook H.E., Zhemchuzhnikov V.G., Zempolich W.G. et al. Devonian and Carboniferous carbonate platform facies in the Bolshoi Karatau, Southern Kazakhstan: outcrop analogs for coeval carbonate oil and gas fields in the North Caspian basin, Western Kazakhstan // Paleozoic carbonates of the Commonwealth of the Independent States (CIS): subsurface reservoirs and outcrop analogs. Eds. Zempolich W.G., Cook H.E. Soc. Econ. Paleontol. Mineral. Spec. Publ. V. 74. 2002. P. 81–122.
  28. Domeier M., Torsvik T.H. Plate tectonics in the late Paleozoic // Geosci. Front. 2014. V. 5. № 3. P. 303–350.
  29. Dorobek S.L. Carbonate-platform facies in volcanic-arc settings: characteristics and controls on deposition and stratigraphic development // Geol. Soc. Am. Spec. Pap. 2008. № 436. P. 55–90.
  30. Du Q.X., Han Z.Z., Shen X.L. et al. Zircon U–Pb geochronology and geochemistry of the post-collisional volcanic rocks in eastern Xinjiang Province, NW China: implications for the tectonic evolution of the Junggar terrane // Int. Geol. Rev. 2018. V. 60. Iss. 3. P. 339-364.
  31. Fedorowski J. Early Bashkirian Rugosa (Anthozoa) from the Donets Basin, Ukraine. Part 1. Introductory considerations and the genus Rotiphyllum Hudson, 1942 // Acta Geol. Polonica. 2009. V. 59. № 1. P. 1–37.
  32. Gong E., Zhang Y.L., Guan C.Q., Chen X.H. The Carboniferous reefs in China // J. Paleogeography. 2012. V. 1. Iss. 1. P. 27–42.
  33. Gradstein F.M., Ogg J.G., Schmitz M.D., Ogg G.M. (Eds.). The Geologic Time Scale. Amsterdam: Elsevier, 2012. 1144 p.
  34. Graham S.A., Brassels S., Carroll A.R. et al. Characteristics of selected petroleum source rocks, Xinjiang–Uygur autonomous region, Northwest China // AAPG Bull. 1990. V. 74. № 4. P. 493–512.
  35. Graham S.A., Hendrix M.S., Wang L.B., Carroll A.R. Collisional successor basins of Western China: impact of tectonic inheritance on sand composition // Geol. Soc. Am. Bull. 1993. V. 105. P. 323–344.
  36. Han B.F., Guo Z.J., Zhang Z.C. et al. Age, geochemistry, and tectonic implications of a late Paleozoic stitching pluton in the North Tian Shan suture zone, western China // Bull. Geol. Soc. Am. 2010. V. 122. № 3/4. P. 627–640.
  37. Han Y.G., Zhao G.C. Final amalgamation of the Tianshan and Junggar orogenic collage in the southwestern Central Asian Orogenic Belt: constraints on the closure of the Paleo-Asian Ocean // Earth-Sci. Rev. 2018. V. 186. P. 129–152.
  38. Kröner A., Kovach V., Alexeiev D. et al. No excessive crustal growth in the Central Asian Orogenic Belt: further evidence from field relationships and isotopic data // Gondwana Res. 2017. V. 50. P. 135–166.
  39. Lane G.N., Waters J.A., Maples C.G. et al. A camerate-rich late Carboniferous (Moscovian) crinoid fauna from volcanic conglomerate, Xinjiang, People’s Republic of China // J. Paleont. 1996. V. 70. P. 117–128.
  40. Lees A., Miller J. Waulsortian Banks // Carbonate mud-mounds: their origin and evolution. Eds. Monty C.L.V., Bosence D.W.J., Bridges P.H., Pratt B.R. Oxford, UK: Blackwell Publishing, 1995. P. 191–271.
  41. Li D., He D.F., Ma D.L. et al. Carboniferous–Permian tectonic framework and its later modifications to the area from eastern Kazakhstan to southern Altai: insights from the Zaysan–Jimunai Basin evolution // J. Asian Earth Sci. 2015a. V. 113. P. 16-35.
  42. Li D., He D.F., Santosh M., Ma D.L. Tectonic framework of the northern Junggar Basin. Part II: The island arc basin system of the western Luliang Uplift and its link with the West Junggar terrane // Gondwana Res. 2015b. V. 27. № 3. P. 1110–1130.
  43. Li G.M., Cao M.J., Qin K.Z. et al. Petrogenesis of ore-forming and pre/post-ore granitoids from the Kounrad, Borly and Sayak porphyry/skarn Cu deposits, Central Kazakhstan // Gondwana Res. 2016. V. 37. P. 408–425.
  44. Li S.W., Xu D.K. (Eds.). Geological map of Chinese Tianshan and adjacent areas, scale 1:1000000. Beijing: Geology Publishing House, 2007. 2 sheets [in Chinese].
  45. Liao Z., Lu L., Jiang N. et al. Carboniferous and Permian in the western part of the east Tianshan Mountains. Eleventh Congress of Carboniferous Stratigraphy and Geology. Guide Book. Excursion 4. Beijing, 1987. 50 p.
  46. Martinez C.M.L., Winkler P.C.F. Brachiopods from the Valdeteja Formation (Pennsylvanian; Cantabrian Mountains, NW Spain) // N. Jb. Geol. Paläont. Abh. Stuttgart. 2009. V. 252. P. 91–111.
  47. Nagai K., Kido E., Sugiyama T. Late Paleozoic oceanic reef complex, Akioshi Limestone, Japan // Facies from Palaeozoic reefs and bioaccumulations. Memour du Museum national d’histoire naturelle. 2007. T. 195. P. 257–259.
  48. Samankassou E., West R.R. Construction versus accumulation in phylloid algal mounds: an example of a small constructed mound in the Pennsylvanian of Kansas, USA // Palaeogeogr. Palaeoclimatol. Palaeoecol. 2002. V. 185. P. 379–389.
  49. Sano H., Fujii S., Matsuura F. Response of Carboniferous–Permian mid-oceanic seamount-capping buildup to global cooling and sea level change: Akiyoshi, Japan // Palaeogeogr. Palaeoclimatol. Palaeoecol. 2004. V. 213. P. 187–206.
  50. Shao L., Stattegger K., Li W.H., Haupt B.J. Depositional style and subsidence history of the Turpan Basin (NW China) // Sediment. Geol. 1999. V. 128. P. 155–169.
  51. Shu L.S., Wang B., Zhu W.B. et al. Timing of initiation of extension in the Tianshan, based on structural, geochemical and geochronological analyses of bimodal volcanism and olistostrome in the Bogda Shan (NW China) // Int. J. Earth Sci. (Geol. Rundsch.). 2011. V. 100. № 7. P. 1647–1663.
  52. Tan J.Y., Wang S.F., Wu R.J. et al. Types and time of Carboniferous volcanic edifices in eastern Junggar, Xinjiang // Acta Petrologica Sinica. 2010. V. 26. № 2. P. 440-448 [in Chinese with English abstract].
  53. Tang W.H., Zhang Z.C., Li J.F., Li K., Chen Y., Guo Z.J. Late Paleozoic to Jurassic tectonic evolution of the Bogda area (northwest China): evidence from detrital zircon U–Pb geochronology // Tectonophysics. 2014. V. 626. P. 144–156.
  54. Wali G., Wang B., Cluzel D., Zhong L.L. Carboniferous–Early Permian magmatic evolution of the Bogda Range (Xinjiang, NW China): implications for the Late Paleozoic accretionary tectonics of the SW Central Asian Orogenic Belt // J. Asian Earth Sci. 2018. V. 153. P. 238–251.
  55. Wang B., Chen Y., Zhan S. et al. Primary Carboniferous and Permian paleomagnetic results from the Yili Block (NW China) and their implications on the geodynamic evolution of Chinese Tianshan Belt // Earth Planet. Sci. Lett. 2007. V. 263. P. 288–308.
  56. Wang B., Faure M., Shu L.S. et al. Paleozoic tectonic evolution of the Yili Block, western Chinese Tianshan // Bull. Soc. Gèol. Fr. 2008. V. 179. № 5. P. 483–490.
  57. Wang B., Cluzel D., Shu L.S. et al. Evolution of calc-alkaline to alkaline magmatism through Carboniferous convergence to Permian transcurrent tectonics, western Chinese Tianshan // Int. J. Earth. Sci. (Geol. Rundsch). 2009. V. 98. P. 1275–1298.
  58. Wang B., Lin W., Charvet J. et al. Guidebook for the International geological excursion in the Paleozoic Chinese Tianshan (Sept. 10 to 16, 2009) // Episodes. 2010. V. 33. № 4. P. 247–266.
  59. Wartes M.A., Carroll A.R., Green T.J. Permian sedimentary record of the Turpan-Hami basin and adjacent regions, northwest China: constraints on postamalgamation tectonic evolution // Geol. Soc. Am. Bull. 2002. V. 114. № 2. P. 131–152.
  60. Webster G.D., Waters J.A., Liao Zh.T., Maples C.G. New Pennsylvanian (Moscovian) crinoids from the Qijiagou Formation, Taoshigo Valley, Xinjiang Uyghur Autonomous Region, Western China // Palaeoworld. 2009. V. 18. P. 41–52.
  61. Windley B.F., Alexeiev D., Xiao W.J. et al. Tectonic models for accretion of the Central Asian orogenic belt // J. Geol. Soc. London. 2007. V. 164. P. 31–47.
  62. XBGMR (Xinjiang Bureau of Geology and Mineral Resources) Geological map scale 1 : 200000, Sheets К-45-IV, VI, X, XI, XII, K-46-I, II. Beijing, 1964 [in Chinese].
  63. Xiao W.J., Windley B.F., Sun S. et al. A tale of amalgamation of three Permo-Triassic collage systems in Central Asia: oroclines, sutures, and terminal accretion // Ann. Rev. Earth Planet. Sci. 2015. V. 43. P. 477–507.
  64. Xie W., Luo Z.Y., Xu Y.-G. et al. Petrogenesis and geochemistry of the Late Carboniferous rear-arc (or back-arc) pillow basaltic lava in the Bogda Mountains, Chinese North Tianshan // Lithos. 2016a. V. 244. P. 30–42.
  65. Xie W., Xua Y.G., Chen Y.B. et al. High-alumina basalts from the Bogda Mountains suggest an arc setting for Chinese Northern Tianshan during the Late Carboniferous // Lithos. 2016b. V. 256–257. P. 165–181.
  66. Xinjiang Stratigraphic Table Compiling Group. Xinjiang stratigraphic tables. Beijing: Geological Publishing House, 1981. 496 p.
  67. Xu Q.Q., Ji J.Q., Zhao L. et al. Tectonic evolution and continental crust growth of Northern Xinjiang in northwestern China: remnant ocean model // Earth-Sci. Rev. 2013. V. 126. P. 178–205.
  68. Xu X.W., Jiang N., Li X.H. et al. Spatial–temporal framework for the closure of the Junggar Ocean in central Asia: new SIMS zircon U–Pb ages of the ophiolitic melange and collisional igneous rocks in the Zhifang area, East Junggar // J. Asian Earth Sci. 2015a. V. 111. P. 470–491.
  69. Xu X.W., Li X.H., Jiang N. et al. Basement nature and origin of the Junggar terrane: new zircon U–Pb–Hf isotope evidence from Paleozoic rocks and their enclaves // Gondwana Res. 2015b. V. 28. P. 288–310.
  70. Xu X.Y., Li X.M., Ma Z.P. LA-ICPMS zircon U–Pb dating of gabbro from the Bayingou оphiolite in the northern Tianshan Mountains // Acta Geol. Sin. 2006. V. 80. P. 1168–1176.
  71. Zhamoida A.I. Stratigraphic Chart of the USSR – Russia. Its significance, aim and improvements. St. Petersburg: VSEGEI, 2013. 24 p.
  72. Zhang G.J., Wang Z.H., Wu M. et al. Xinjiang, Junggar basin. Beijing: Petroleum Industry Press, 1993.
  73. Zhang Y.Y., Dong S.W., Ujkenov B.S. et al. (Eds.). Atlas of geological maps of Central Asia and adjacent areas. Geological map 1:2500000. Beijing: Cartograph. Publ. House, 2008.
  74. Zhang Y.Y., Yuan C., Long X.P. et al. Carboniferous bimodal volcanic rocks in the Eastern Tianshan, NW China: evidence for arc rifting // Gondwana Res. 2017. V. 43. P. 92–106.
  75. Zheng J.P., Sun M., Zhao G.C. et al. Elemental and Sr–Nd–Pb isotopic geochemistry of Late Paleozoic volcanic rocks beneath the Junggar basin, NW China: implications for the formation and evolution of the basin basement // J. Asian Earth Sci. 2007. V. 29. P. 778–794.
  76. Zhu H.C., Shu O.Y., Zhan J.Z., Wang Z. Comparison of Permian palynological assemblages from the Junggar and Tarim Basins and their phytoprovincial significance // Rev. Palaeobot. Palynol. 2005. V. 136. P. 181–207.

Supplementary files

Supplementary Files
Action
1. JATS XML
Download
2. Fig. 1. Tectonic scheme of Dzungaria and adjacent regions of Kazakhstan and Tien Shan. Inset: Paleozoic Central Asian Fold Belt (CASP) in the structure of Eurasia. 1 - Cenozoic and Mesozoic deposits; 2 - Bogdoshan block: island-arc volcanic rocks of lower and middle Carboniferous, sedimentary strata of Middle Carboniferous-Permian; 3 - Upper Devonian and Carboniferous complexes of the active margin within the Balkhash-Ili belt and the Eastern Tien Shan; 4 - Paleozoic complexes of island arcs of Chingiz, Zharma-Saur, Dulate and Yemaquan; 5, 6 - Precambrian continental blocks: 5 - in Kazakhstan-Tien-Shan region, 6 - the Tarim craton and Beishan; 7 - Middle and Late Paleozoic accretionary complexes and collision belts; 8 - Paleozoic island-arc and accretionary complexes of the Altai region; 9 - faults: a - naked, b - alleged under the cover. Compiled using data (Carroll et al., 1990; Windley et al., 2007; Zhang et al., 2008; Alekseev et al., 2015).

Download (55KB)
Indexing metadata
3. Fig. 2. Geological map xp. Bogdoshan (according to XBGMR ..., 1964; Li, Xu, 2007 with changes). 1 - sediments: a - Cenozoic, b - Mesozoic; 2 - the Permian system: a - terrigenous rocks of the Permian on the southern slopes of the ridge, b - volcanic rocks of the lower Permian; 3 - terrigenous rocks of the Upper Carboniferous and Permian; 4 - limestones, sandstones and conglomerates of medium carbon (Chijiagou retinue); 5 - lower and middle Carboniferous island arc volcanics; 6 - Devonian and Carboniferous rocks of the Bayingou accretionary complex (West Dzungarian suture); 7 - coal deposits of the pre-arc trough of the Ili arc; 8 - pre-coal coats; 9 - intrusions: a - granites, b - diorites; 10 - faults: a - thrusts, b - thrusts, faults and shifts, naked and assumed under the cover; 11 — locations of sampling of geochronological samples and U – Pb ages (Ma et al., 2016a, 2016b; Zhang et al., 2017; Wali et al., 2018). Letters on the map marked areas of work: P - pos. Panjiatai, Dr. Dadungou.

Download (45KB)
Indexing metadata
4. Fig. 3. Comparison of the dismemberment patterns of the upper Paleozoic sections xp. Bogdoshan according to various authors. 1 - cut interval considered in this article; 2 - the level of development of carbonate rocks in the retinue of Chijiagou; 3: a - finds of marine fauna; b - U – Pb volcanic rock age (million years) according to data (Tan et al., 2010; Chen et al., 2011, 2013; Shu et al., 2011; Xie et al., 2016a, 2016b; Zhang et al ., 2017; Wali et al., 2018); (c) age (million years) of sandstones according to the results of U – Pb dating of detrital zircons (Tang et al., 2014). In the columns, Division 1 and Division 2 indicate the divisions adopted in the Russian and International stratigraphic scales, respectively. Abbreviations: Biarm. - Biarmiysky, Tat. - Tatar, Guadal. - Guadalupe, Lop. - Lopinsky, T. - Trias, n. - bottom, top. - top.

Download (53KB)
Indexing metadata
5. Fig. 4. Geological map of the valley region. Chijiagou (cement factory). 1 — Middle Permian: sandstones with isolated tuff interlayers; 2, 3 - lower Permian: 2 - Tashkala suite: alternation of sandstones and siltstones, interbedded algal limestone, 3 - Shirenzigou suite: sandstones; 4 — Upper Carbon – Lower Perm, retinue to Aertu: sandstones and aleurolites, turbidites; 5 — Middle Carboniferous, Moscow Tier, Chijiagou retinue: limestone, pudding and block conglomerates, sandstones, single volcanic streams; 6 - lower and middle carbon, Lyushugou retinue: rhyolites, dacites, andesites and tuffs; 7 - faults; 8 - elements of the bedding; 9 - roads; 10 - sampling points and sample numbers: a - real work; b - previous studies. Straight lines indicate the position of the studied section.

Download (30KB)
Indexing metadata
6. Fig. 5. Photographs of the outcrops: a — contact of volcanic rocks of the Lyushugou suite (C1-2l) with overlying conglomerates, limestones (bright rocky outcrops in the center of the image) and sandstones of the Chijiahou suite (C2m q) in the limestone quarry area of the Chijiago valley; b - pudding conglomerates with fragments of limestone in the tuffstone sandstone matrix - deposits of mudflows (lahars?) in the lower part of the Chitszyago retinue, ibid; (c) stromatolite structures with distinct dome structures in the retinue of Chijiagou, east of the city of Mulei, section 3 (see Fig. 6).

Download (33KB)
Indexing metadata
7. Table I. Characteristic brachiopods and foraminifera in the limestone of the Chitszyagou, Moscow tier.

Download (96KB)
Indexing metadata
8. Table II. Organogenic limestones of medium carbon and lower Permian.

Download (82KB)
Indexing metadata
9. Fig. 6. Scheme of correlation of the sections of the Upper Paleozoic of the western and northern slopes of the ridge. Bogdoshan. The numbers of the columns correspond to the numbers of the cuts in fig. 4, 7a and 7b.

Download (53KB)
Indexing metadata
10. Table III. Debris limestone of medium carbon.

Download (56KB)
Indexing metadata
11. Fig. 7. Geological maps of the northern slope of the ridge. Bogdoshan: a - district of Moulay; b - Mulei – Shanshan (Mu-Sha) highway. Legend, see fig. four.

Download (35KB)
Indexing metadata
12. Fig. 8. Age of limestones of Chijiagou from paleontological data (see explanation in the text) Stratigraphic scale according to (Gradstein et al., 2012).

Download (18KB)
Indexing metadata
13. Fig. 9. Geodynamic evolution of the Southern Dzungaria at the end of the Carboniferous and the beginning of the Permian.

Download (35KB)
Indexing metadata

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