Stages of granitoid magmatism in the eastern part of the Kazakhstan composite continent in the early-middle paleozoic

Capa

Citar

Texto integral

Resumo

For the northeastern part of the Chingiz-Tarbagatai segment of the Boshchekul-Chingiz folded area, U-Pb age estimates of Middle Paleozoic granitoid complexes were obtained for the first time, and their geochemical features were described. New data indicate a wide distribution of Late Silurian granitoids, represented by I-type rocks, in this territory. Early Devonian rocks form a number of separate volcano-plutonic structures, the granitoids of which can be classified as A-type. The compositional features of granitoids formed during the Cambrian-Devonian allow us to trace the evolution of the crust of this part of the Chingiz-Tarbagatai segment from an ensimatic island arc to a volcanic belt with relatively mature continental-type crust.

Texto integral

Большинство этапов эволюции складчатых областей (субдукционный, коллизионный, внутриплитный) сопровождаются формированием гранитоидов различных геохимических типов. Выделение этапов гранитоидного магматизма позволяет получить информацию об основных эпизодах развития орогенов, а геохимические особенности дают возможность составить представление о строении коры, составе субстратов и условиях их плавления. Регион исследований располагается в западной части Центрально-Азиатского складчатого пояса (рис. 1), и рассматривается в составе раннепалеозойской Бощекуль-Чингизской складчатой области, состоящей из трёх сегментов — Селетинского, Бощекульского и Чингиз-Тарбагатайского [3]. Отличительной особенностью этой области является широкое распространение нижнепалеозойских островодужных комплексов. Конкретным полигоном исследований являлась северо-восточная часть Чингиз-Тарбагатайского сегмента. В этом районе широко распространены различные гранитоиды, прорывающие вулканические и вулканогенно-осадочные толщи, для которых в большинстве случае отсутствуют данные об их возрасте и составе, полученные современными прецизионными методами. На этом полигоне нами были проведены широкомасштабные работы по U‒Pb-геохронологическому изучению магматических комплексов, преимущественно гранитоидов и вмещающих кислых вулканитов, и получены новые данные по составу петрогенных и редких элементов. На основе этих результатов выделены основные этапы формирования континентальной коры, сопровождавшиеся гранитоидным магматизмом и сделаны предположения о геодинамических обстановках формирования гранитоидов.

 

Рис. 1. Геологическая схема северо-восточной части Чингиз-Тарбагатайского сегмента. Схема составлена на основе [2] с авторскими изменениями. В кружках подписаны массивы, изученные в работе: Км – Кельмембет, Шм – Шереметьевский, Ст – Сарытау, Ат – Агаштыенрекейский, Ая – Аягозский. На врезке – положение полигона исследований на схеме тектонического районирования палеозоид Казахстана и Северного Тянь-Шаня по [3]: 1 – Бощекуль-Чингизская складчатая область (БЧСО); 2 – Кокчетав-Северотяньшаньская складчатая область; 3 – позднепалеозойские складчатые области, Иртыш-Зайсанская (ИЗСО), Джунгаро-Балхашская (ДБСО); 4 – девонский вулкано-плутонический пояс (ДВПП); 5 – Балхаш-Илийский вулкано-плутонический пояс (Б-И ВПП); 6 – границы и разломы.

 

ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ

Полигон исследований представляет собой полосу северо-западного простирания шириной около 100 км и протяжённостью более 220 км, локализованную на территории Восточного Казахстана (см. рис. 1). В строении северо-восточной части Чингиз-Тарбагатайского сегмента участвуют нижнепалеозойские и силурийские комплексы, которые формировались в процессе эволюции внутриокеанических островных дуг [3]. На северо-востоке полигон исследований ограничен Жарма-Саурской зоны, являющейся составной частью герцинской Иртыш-Зайсанской складчатой области. Западная граница полигона проходит по Чингизскому разлому, представляющему собой региональную сдвиговую зону, разделяющую Чингиз-Тарбагатайский сегмент.

К настоящему времени в сопряжённых регионах юго-западной части Чингиз-Тарбагатайского сегмента [3, 4], Иртыш-Зайсанской складчатой области [6, 15, 16] и на южном продолжении этих структур в Китае ([9, 10, 20] и др.) получен значительный объём современных данных по возрасту и составу магматических комплексов. Однако для магматических образований, рассматриваемого полигона, отсутствуют опубликованные современные геохронологические данные, за исключением работы [12], где описаны только наиболее ранние интрузивы этого района.

Сопоставление схем магматизма рассматриваемого региона, принятых при составлении геологических карт различных поколений и публикаций предшественников, позволяет выделить как минимум три различных схемы [1, 2, 5]. Все они имеют отличия как по возрасту внедрения и объёмам комплексов, так и по названиям этих комплексов. При этом в большинстве случаев возраст формирования того или иного интрузивного комплекса устанавливался по геологическим взаимоотношениям. К ограничениям этого метода относятся отсутствие достоверных сведений о возрасте пород, вмещающих интрузивы, и слабая обнажённость контактов. Как следствие, на многих геологических картах возраст гранитоидов, рассматриваемых в настоящей работе, указывался либо как предполагаемый, либо определялся как средне-поздепалеозойский.

МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЙ

Для проведения U‒Pb-датирования циркона использовалась система лазерной абляции на основе эксимерного лазера (длина волны 193 нм) Analyte Excite (“Teledyne Cetac Technologies”), соединенная с квадрупольным масс-спектрометром с ионизацией в индуктивно-связанной плазме ThermoScientific iCAP Q центра Геотермохронологии Казанского федерального университета (КФУ). Диаметр лазерного луча составлял 35 мкм, частота повторения импульсов 5 Гц и плотность энергии лазерного излучения 3.0 Дж/см2. Для анализа использовались эталонные образцы циркона: 91500 – контрольный образец (1065 млн лет) и Plešovice – внешний стандарт (337 млн лет). В начале, середине и в конце сессии измерений дополнительно измерялось стандартное синтетическое стекло NIST SRM 612 для учёта чувствительности масс-спектрометра. Обработка масс-спектрометрических данных, учёт коррекций, выбор оптимального участка сигнала, расчёт изотопных отношений (207Pb/206Pb, 206Pb/238U, 207Pb/235U, 208Pb/232Th) и соответствующих возрастов проводился с помощью программы Iolite 3.65, встроенной в Igor Pro 7. Расчёт средневзвешенных значений возраста по изотопным отношениям, построение диаграмм с конкордией выполнялись в Microsoft Excel со встроенным пакетом Isoplot 4.15. Для расчёта дискордантности применялась формулы D = 100*(Возраст(207Pb/235U)/Возраст(206Pb/238U)–1). Измерения, где дискордантность < -5% или >5%, исключались из выборки.

Определение химического состава пород проводилось в Центре коллективного пользования многоэлементных и изотопных исследований СО РАН. Состав породообразующих компонентов определялся с помощью рентгенофлуоресцентного анализа на рентгенофлуоресцентном спектрометре ARL-9900XP (“Thermo Fisher Scientific”, Германия) (аналитик Н.Г. Карманова). Концентрации редкоземельных (La, Ce, Pr, Nd, Sm, Eu, Gd, Tb, Dy, Ho, Er, Tm, Yb, Lu) и редких (Rb, Sr, Cs, Ba, Nb, Zr, Y, Hf, Ta, Th, U) элементов были получены методом масс-спектрометрии с индуктивно-связанной плазмой (ICP-MS) на одноколлекторном масс-спектрометре Finnigan Element II (Германия) с предварительным разложением проб путём сплавления с метаборатом лития (аналитик И.В. Николаева).

РЕЗУЛЬТАТЫ U-Pb-ГЕОХРОНОЛОГИЧЕСКИХ ИССЛЕДОВАНИЙ

Проведенные U‒Pb-геохронологические исследования (табл. 1, рис. 2; табл. 1S; дополнительные материалы размещены в электронном виде по DOI статьи) позволили в пределах полигона выделить три этапа гранитоидного магматизма: 1) кембрийский (512–509 млн лет); 2) силурийский (428–425 млн лет) 3) девонский (414–409 млн лет).

  1. Кембрийский этап. Описание и обоснование возраста гранитоидов кембрийского этапа северо-восточной части Чингиз-Тарбагатайского сегмента приведено в статье [12]. Породы этого этапа представлены плагиогранитами, тоналитами и кварцевыми диоритами и слагают пояс небольших интрузивов северо-западного простирания вблизи Чингизского разлома. Для пород двух массивов получены U‒Pb (ID-TIMS и SIMS)-оценки возраста, примерно соответствующие границе раннего-среднего кембрия (512±3 и 509±2 млн лет).
  2. Силурийский этап. Получены U‒Pb-оценки возраста для пород Аягозского, Агаштыенрекейского и Шереметьевского массивов (см. рис. 1, 2). Аягозский массив расположен в 5 километрах на юго-восток от города Аягоз и представляет собой тело северо-западного простирания размером 7×14 км. Возраст гранитоидов данного массива считался дискуссионным и согласно различным источникам оценивался в интервале от силура до позднего палеозоя. Для гранитов Аягузского массива по 25 точкам получена оценка возраста 425±2 млн лет. Агаштыенрекейский массив расположен в 50 км на север от города Аягоз и представляет собой два сопряжённых интрузивных тела с диаметрами в 6 и 8 км, соединённых небольшой субширотной перемычкой. Вмещающими породами являются позднеордовикские вулканические толщи, а сами граниты чаще всего рассматривались в составе аягозского комплекса каменноугольного возраста. Для гранитов этого массива по 45 точкам получена оценка возраста 428±2 млн. Шереметьевский массив расположен в 100 км на север от Аягоза, вытянут в северо-западном направлении более чем на 30 км при ширине около 13 км и является самым крупный интрузивом в пределах северо-восточной части Чингиз-Тарбагатайского сегмента, который традиционно относился среднему-позднему девону. Вмещающими породами являются метаморфизованные кислые вулканиты – дациты, риолиты и их туфы, ранее условно относившиеся к машанской (кайдаульской) свите нижнего девона. Нами для гранитов Шереметьевского массива по 39 точкам получена оценка возраста 425±2 млн лет. Оценки возраста в интервале 428–425 млн лет, полученные для пород Аягозского, Агаштыенрекейского и Шереметьевского массивов, соответствуют верхам венлокского-лудловскому отделам силура. Также были изучены дациты, вмещающие граниты Шереметьевского массив, для которых по 29 точкам получена оценка возраста 440±2 млн лет, примерно соответствующая середине лладоверийского отдела силура, что позволяет относить эти породы к доненжальской свите силура.
  3. Девонский этап. Получены U‒Pb-оценки возраста для небольших массивов Кельмембет и Сарытау, расположенных на северо-западе и юго-востоке полигона исследований (см. рис. 1, 2). Массив Кельмембет расположен в северо-западной части района исследований и представляет собой линзовидное тело, вытянутое в северо-западном направлении на 25 км при максимальной ширине в 5 км. Вмещающими породами являются кислые вулканиты, относящиеся к нижнему девону, при этом породы самого массива считаются раннепермскими. Для граносиенитов этого массива по 37 точкам получена оценка возраста 411±2 млн лет. Массив Сарытау участвует в строении вулкано-плутонической структуры, расположенной на юго-востоке полигона в 20 километрах на юг от посёлка Жарма. Эта структура образована риолитами, их туфами и игнимбритами кислого состава, которые прорваны интрузивным телом гранитов овальных очертаний размером 12×6 км. Возраст гранитов на различных геологических картах принимался каменноугольным или раннепермским. При U‒Pb-геохронологическом изучении циркона из 40 экспериментальных точек, только 18 имеют конкордантные оценки возраста — 414±3 млн лет, остальные точки располагаются на линии дискордии с нижним пересечением в 412±4 млн лет. Для вмещающих риолитов по 37 точкам получены оценка возраста 410±2 млн лет. Оценки возраста пород массивов Кельмембет и Сарытау в интервале 414–410 млн лет соответствуют верхам лохковского-низам пражского веков раннего девона.

 

Таблица 1. Результаты U‒Pb-геохронологического изучения пород северо-восточной части Чингиз-Тарабагатайского сегмента

№

Массив

Порода

Координаты

Количество точек

Возраст, млн лет

К23-71

Аягозский

Гранит

47.961836 с. ш.

80.556313 в. д.

24

425.4±1.7

К22-356

Агаштыенрекейский

Гранодиорит

48.39703 с. ш.

80.44704 в. д.

45

427.9±1.8

К22-49

Шереметьевский

Гранит

48.79667 с. ш.

80.58875 в. д.

39

425.2±1.7

К23-77

Шереметьевский,

вмещающие породы

Дацит

48.803934 с. ш.

80.538974 в. д.

29

440.3±2.2

К23-6

Кельмембет

Граносиенит

49.736276 с. ш.

78.533441 в. д.

37

411±2.3

К22-3

Сарытау

Лейкогранит

48.61991 с. ш.

80.99895 в. д.

40 (18)

414.3±2.7

К22-13

Сарытау

Риолит

48.62220 с. ш.

81.02251 в. д.

37

409.5±1.5

 

Рис. 2. Диаграммы с конкордией для пород северо-восточной части Чингиз-Тарбагатайского сегмента и микрофотографии представительных зёрен циркона, выполненные в режиме катодолюминесценции.

 

ВЕЩЕСТВЕННЫЙ СОСТАВ

Для определения основных черт химического состава использовались данные по 28 образцам из силурийских гранитоидов, 22 образцам из девонских пород и 10 опубликованным данным по кембрийским породам по [12]. Полная таблица с составами представлена в дополнительных материалах.

  1. Кембрийский этап. Гранитоиды данного этапа подробно описаны в работе [12] и приведены на графиках для сравнения. Они представлены преимущественно плагиогранитами, гранодиоритами и кварцевыми диоритами низкокалиевыми, умеренноглинозёмистыми. Их состав соответствует продуктам частичного плавления метабазитов океанической коры, а формирование происходило в пределах энсиматической островной дуги.
  2. Силурийский этап. Породы данного этапа представлены биотит-роговообманковыми гранитами, гранодиоритами, кварцевыми диоритами до диоритов с достаточно широкими вариациями SiO2 от 62 до 73 мас. %. На диаграммах [14] (рис. 3) эти породы локализуются в полях магнезиальных, щёлочно-известковистых, низко- и умеренноглинозёмистых пород. Данные гранитоиды имеют достаточно высокие содержания щелочей K2O+Na2O от 4.8 мас. % в диоритах до 9.3 мас.% в гранитах при содержаниях CaO от 1 до 4 мас. %. Породы имеют умеренно фракционированные распределения РЗЭ (Lan/Ybn= 7.5–9.6) и слабовыраженный европиевый минимум (Eu/Eu*= 0.47–0.76). На мультиэлементных спектрах для силурийских гранитоидов характерно наличие минимумов по Nb, P, Ti.
  3. Девонский этап. Породы этого этапа представлены серией пород от граносиенитов до лейкогранитов (SiO2 = 66.9–76.8 мас. %). Относительно гранитоидов силурийского этапа главными отличительными особенностями пород девона является несколько повышенные содержания щелочей (K2O+Na2O) и SiO2. На диаграммах [14] девонские гранитоиды локализуются в полях железистых, щелочных и щёлочно-известковистых, умеренноглинозёмистых пород. Также для этих гранитов характерны менее фракционированные распределения РЗЭ (Lan/Ybn= 1.4–6.4) и глубокие европиевые минимумы (Eu/Eu*= =0.04–0.66). На мультиэлементных спектрах гранитов и лейкогранитов характерны минимумы по Ba, Sr, P, Nb, Ti, для граносиенитов минимум по Ba отсутствует, а остальные отрицательные аномалии менее выражены.

 

Рис. 3. Особенности состава гранитоидов северо-восточной части Чингиз-Тарбагатайского сегмента на диаграммах: (а): SiO2—FeOtot/(FeOtot+MgO) [14]; (б): SiO2—MALI [14]; (в): Al2O3/(CaO+Na2O+K2O)—ASI, мол. кол. [14]; (г): на хондрит-нормализованном распределении РЗЭ [8]; (д): на мультиэлементной диаграмме, нормирование на примитивную мантию [18].

 

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Особенности химического и минерального состава гранитоидов силурийского возраста позволяют рассматривать их как породы I-типа, согласно “алфавитной” классификации [9, 11, 13]. По составу и возрасту изученные породы соответствуют гранитоидам сарыкольского комплекса, описанного в юго-западной части Чингиз-Тарбагатайского сегмента, возраст которых устанавливался по геологическим взаимоотношениям [3]. Гранитоиды сарыкольского комплекса образуют крупные батолитовые тела, а их формирование связано с поздними стадиями эволюции островодужных систем. Поскольку подобные батолиты отмечены во всех зонах Чингиз-Тарбагатайского сегмента, вероятнее всего они связаны с процессами амальгамации и отвечают начальному этапу формирования Казахстанского составного континента, как единого блока земной коры.

Повышенные щёлочность, железистость и особенности распределения редких элементов позволяют рассматривать изученные раннедевонские гранитоиды как породы А-типа или переходные породы I-A-типа. Подобные породы описаны в юго-западной части Чингиз-Тарбагатайского сегмента в составе саргалдагского комплекса, возраст которого на основании геологических взаимоотношений принят как ранне-среднедевонский [3]. В настоящее время сложно судить о распространённости пород этого комплекса из-за недостаточного количества геохронологических и геохимических данных в пределах рассматриваемого региона. Характерной чертой строения комплексов этого возраста является их приуроченность к изолированным вулкано-плутоническим структурам, центральные части которых сложены интрузивными породами, окружённые толщами кислых вулканитов и их туфов — структуры Сарытау и Кельмембет на северо-востоке Чингиз-Тарбагатайского сегмента и Машанская структура — на юго-западе. Геодинамическая обстановка формирования гранитоидов раннедевонского этапа является предметом дискуссий. С одной стороны, особенности их состава могут указывать на внутриплитные обстановки магматизма, возможно, связанные с участками растяжения в пределах сдвиговых зон. С другой стороны, в девонское время предполагается наличие субдукционной зоны с погружением океанической плиты под Казахстанский континент со стороны Джунгаро-Балхашского океана и формированием окраинно-континентального Девонского вулкано-плутонического пояса. Поэтому можно предполагать, что описанные в данной работе девонские комплексы формировались в тыловых частях этого пояса наиболее удалённых от зоны субдукции. Однако, следует учитывать, что в настоящее время отсутствуют опубликованные геохронологические данные, доказывающие широкое распространение раннедевонских вулканических пород, маркирующих активную окраину Казахстанского составного континента. Возраст этих комплексов определяется на основании их положения в разрезе и находок остатков флоры раннедевонского и эйфельского возраста. Возможно, что ряд вулканических толщ, возраст которых не имеет палеонтологического обоснования, ошибочно рассматривается в качестве раннедевонских. Однако два рассматриваемых механизма не являются взаимоисключающими, и, возможно, что внедрение раннедевонских интрузивов являлось результатом формирования участков растяжения в пределах сдвиговых зон на фоне субдукционных процессов.

Положение полей составов кембрийских, силурийских и раннедевонских пород на диаграммах для реконструкции геодинамических условий формирования гранитоидов [17, 19], а также особенности химического состава позволяют проследить эволюцию источников для данного участка земной коры (рис. 4). Кембрийские породы локализуются в поле гранитоидов энсиматических островных дуг. Силурийские гранитоиды за счёт более высоких содержаний крупноионных литофильных компонентов (Rb) попадают в поле пород энисалических субдукционных зон или магматитов аккреционно-коллизионных событий. Раннедевонские гранитоиды имеют более высокие содержания высокозарядных элементов (Ta, Nb, Yb), что приводит к их локализации в поле внутриплитных пород. Подобные изменения состава гранитоидов Чингиз-Тарбагатайского сегмента во времени являются отражением эволюции земной коры складчатой области от раннепалеозойской энсиматической дуги к вулканическому поясу с достаточно зрелой земной корой в среднем палеозое.

 

Рис. 4. Состав гранитоидов северо-восточной части Чингиз-Тарбагатайского сегмента на геодинамических диаграммах: а): Rb — (Y+Nb) [17]; б) Rb — (Ta+Yb) [17]; поля VAG — граниты вулканических дуг, syn-COLG — граниты коллизионных орогенов, WPG — внутриплитные граниты, ORG — граниты океанических хребтов; в): Nb/Y – (Nb+Y) [19].

 

ИСТОЧНИК ФИНАНСИРОВАНИЯ

Работы выполнены за счёт Российского научного фонда, проект № 22-77-00061, а также в соответствии с планами Государственного задания ИГМ СО РАН.

×

Sobre autores

P. Kotler

V.S. Sobolev Institute of Geology and Mineralogy, Siberian Branch of the Russian Academy of Sciences; Kazan Federal University

Autor responsável pela correspondência
Email: pkotler@igm.nsc.ru
Rússia, Novosibirsk; Kazan

S. Khromykh

V.S. Sobolev Institute of Geology and Mineralogy, Siberian Branch of the Russian Academy of Sciences

Email: pkotler@igm.nsc.ru
Rússia, Novosibirsk

K. Degtyarev

Geological Institute of the Russian Academy of Sciences

Email: pkotler@igm.nsc.ru

Academician of the RAS

Rússia, Moscow

A. Kulikova

V.S. Sobolev Institute of Geology and Mineralogy, Siberian Branch of the Russian Academy of Sciences; Kazan Federal University

Email: pkotler@igm.nsc.ru
Rússia, Novosibirsk; Kazan

M. Tsareva

V.S. Sobolev Institute of Geology and Mineralogy, Siberian Branch of the Russian Academy of Sciences

Email: pkotler@igm.nsc.ru
Rússia, Novosibirsk

V. Penkina

V.S. Sobolev Institute of Geology and Mineralogy, Siberian Branch of the Russian Academy of Sciences

Email: pkotler@igm.nsc.ru
Rússia, Novosibirsk

Bibliografia

  1. Геологическая карта Казахской ССР. Масштаб 1:500000. Восточно-Казахстанская серия. Объяснительная записка. Алма-Ата: Мингео СССР, 1979. 184 с.
  2. Геологическая карта Казахстана. Масштаб 1:1000000. Составители: Р. А. Сегедин (западная часть), Ю. М. Ким (северная), Р. М. Антонюк, М. С. Гранкин (центральная), И.А. Ротараш (восточная), И. К. Краснобородкин (южная). 10 листов. 1998.
  3. Дегтярев К. Е. Тектоническая эволюция раннепалеозойских островодужных систем и формирование континентальной коры каледонид Казахстана. М.: ГЕОС, 2012. 289 с.
  4. Дегтярев К. Е., Шатагин К. Н., Ковач В. П., Третьяков А. А. Процессы формирования континентальной коры каледонид хребта Чингиз (Восточный Казахстан) // Геотектоника. 2015. № 6. С. 20–51.
  5. Отчет о результатах геологического доизучения масштаба 1:200 000 на площади листов М-44-XXVI, М-44-XXXII и M-44-XXXIII по работам 2010–2012 гг. ТОО “ГРК “Топаз”, 2012. Книга I. 263 с.
  6. Хромых С. В. Базитовый и сопряженный гранитоидный магматизм как отражение стадий развития Алтайской аккреционно-коллизионной системы (Восточный Казахстан) // Геология и геофизика. 2022. Т. 63. № 3. С. 330–355.
  7. Boynton W. V. et al. Cosmochemistry of the rare earth elements:meteorite studies. Rare Earth Element Geochemistry. Amsterdam: Elsevier, 1984. P. 63–114.
  8. Chappell B. W., White A. J. R. Two contrasting granite types // Pac. Geol. 1974. V. 8. P. 173–174.
  9. Chen J. F., Han B. F., Ji J. Q., Zhang L., Xu Z., He G. Q., Wang T. Zircon U-Pb ages and tectonic implications of Paleozoic plutons in northern West Junggar, north Xinjiang, China // Lithos. 2010. 115. P. 137–152.
  10. Chen J. F., Han B. F., Zhang L., Xu Z., Liu J. L., Qu W. J., Li C., Yang J. H., Yang Y. H. Middle Paleozoic initial amalgamation and crustal growth in the West Junggar (NW China): constraints from geochronology, geochemistry and Sr-Nd-Hf-Os isotopes of calc-alkaline and alkaline intrusions in the Xiemisitai-Saier Mountains // J. Asian Earth Sci. 2015. 113. Р. 90–109.
  11. Collins W. J., Beams S. D., White A. J. R., Chappell B. W. Nature and origin of A-type granites with particular reference to southeastern Australia // Contrib. Mineral. Petrol. 1982. 80. Р. 189–200.
  12. Degtyarev K. E., Luchitskaya M. V., Tret’yakov A. A. et al. The Oldest Island-Arc Granitoids of the Chingiz–Tarbagatai Region, Eastern Kazakhstan: Substantiation of the Age and Peculiarities of Composition // Dokl. Earth Sc. 2024. https://doi.org/10.1134/S1028334X24600919
  13. Eby G. N. Chemical subdivision of the A-type granitoids: petrogenetic and tectonic implications // Geology. 1992. V. 20. P. 641–644.
  14. Frost B. R., Barnes C. G., Collins W. J., Arculus R. J., Ellis D. J., Frost C. D. A geochemical classification for granitic rocks // J. Petrol. 2001. V. 42. P. 2033–2048.
  15. Khromykh S. V., Kotler P. D., Kulikova A. V., Semenova D. V., Minnebaev K. R., Gareev B. I., Batalin G. A., Antsiferova T. N., Il’icheva E. A., Volosov A. S. Early Triassic Monzonite–Granite Series in Eastern Kazakhstan as a Reflection of Siberian Large Igneous Province Activity // Minerals. 2022. 12(9). (1101). https://doi.org/10.3390/min12091101
  16. Kotler P. D., Khromykh S. V., Kruk N. N., Sun M., Li P., Khubanov V. B., Vladimirov A. G., Semenova D. V. Granitoids of the Kalba batholith, Eastern Kazakhstan: U-Pb zircon age, petrogenesis and tectonic implications // Lithos. 2021. V. 388–389. Art. № 106056.
  17. Pearce J. A., Harris N. B. W., Tindle A. G. Trace element discrimination diagrams for the tectonic interpretation of granitic rocks // J. Petrol. 1984. V. 25. № 4. P. 956–983.
  18. Sun S.-S., McDonough W. F. Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes // Geological Society, London, Special Publications. 1989. V. 42. P. 313–345.
  19. Whalen J. B., Hildebrand R. S. Trace element discrimination of arc, slab failure, and A-type granitic rocks // Lithos. 2019. V. 348–349. № 105179.
  20. Zhang C., Santosh M., Liu L. F., Luo Q., Zhang X., Liu D. D. Early Silurian to Early Carboniferous ridge subduction in NW Junggar: evidence from geochronological, geochemical, and Sr-Nd-Hf isotopic data on alkali granites and adakites // Lithos. 2017. 300–301. P. 314–329.

Arquivos suplementares

Arquivos suplementares
Ação
1. JATS XML
Baixar
2. Fig. 1. Geological scheme of the north-eastern part of the Chingiz-Tarbagatai segment. The scheme is based on [2] with the author's changes. The massifs studied in the work are signed in the circles: Km - Kelmembet, Shm - Sheremetevsky, St - Sarytau, At - Agashtyenrekeysky, Aya - Ayagozsky. The inset shows the position of the research area on the tectonic zoning scheme of the Paleozoides of Kazakhstan and the Northern Tien Shan according to [3]: 1 - Boshchekul-Chingiz folded region (BChSO); 2 - Kokchetav-Northern Tien Shan folded region; 3 - late Paleozoic folded regions, Irtysh-Zaisan (IZSO), Dzhungar-Balkhash (DBSO); 4 - Devonian volcano-plutonic belt (DVPP); 5 – Balkhash-Ili volcano-plutonic belt (B-I VPP); 6 – boundaries and faults.

Baixar (936KB)
Metadados
3. Fig. 2. Concordia diagrams for rocks of the northeastern part of the Chingiz-Tarbagatai segment and micrographs of representative zircon grains, taken in cathodoluminescence mode.

Baixar (906KB)
Metadados
4. Fig. 3. Compositional features of granitoids of the northeastern part of the Chingiz-Tarbagatai segment on diagrams: (a): SiO2—FeOtot/(FeOtot+MgO) [14]; (b): SiO2—MALI [14]; (c): Al2O3/(CaO+Na2O+K2O)—ASI, molecular weight [14]; (d): on chondrite-normalized REE distribution [8]; (e): on multi-element diagram, normalized to primitive mantle [18].

Baixar (466KB)
Metadados
5. Fig. 4. Composition of granitoids of the northeastern part of the Chingiz-Tarbagatai segment on geodynamic diagrams: a): Rb — (Y+Nb) [17]; b) Rb — (Ta+Yb) [17]; VAG fields — volcanic arc granites, syn-COLG — collisional orogen granites, WPG — intraplate granites, ORG — ocean ridge granites; c): Nb/Y – (Nb+Y) [19].

Baixar (218KB)
Metadados
6. Supplementary
Baixar (62KB)
Metadados

Declaração de direitos autorais © Russian Academy of Sciences, 2024

Согласие на обработку персональных данных с помощью сервиса «Яндекс.Метрика»

1. Я (далее – «Пользователь» или «Субъект персональных данных»), осуществляя использование сайта https://journals.rcsi.science/ (далее – «Сайт»), подтверждая свою полную дееспособность даю согласие на обработку персональных данных с использованием средств автоматизации Оператору - федеральному государственному бюджетному учреждению «Российский центр научной информации» (РЦНИ), далее – «Оператор», расположенному по адресу: 119991, г. Москва, Ленинский просп., д.32А, со следующими условиями.

2. Категории обрабатываемых данных: файлы «cookies» (куки-файлы). Файлы «cookie» – это небольшой текстовый файл, который веб-сервер может хранить в браузере Пользователя. Данные файлы веб-сервер загружает на устройство Пользователя при посещении им Сайта. При каждом следующем посещении Пользователем Сайта «cookie» файлы отправляются на Сайт Оператора. Данные файлы позволяют Сайту распознавать устройство Пользователя. Содержимое такого файла может как относиться, так и не относиться к персональным данным, в зависимости от того, содержит ли такой файл персональные данные или содержит обезличенные технические данные.

3. Цель обработки персональных данных: анализ пользовательской активности с помощью сервиса «Яндекс.Метрика».

4. Категории субъектов персональных данных: все Пользователи Сайта, которые дали согласие на обработку файлов «cookie».

5. Способы обработки: сбор, запись, систематизация, накопление, хранение, уточнение (обновление, изменение), извлечение, использование, передача (доступ, предоставление), блокирование, удаление, уничтожение персональных данных.

6. Срок обработки и хранения: до получения от Субъекта персональных данных требования о прекращении обработки/отзыва согласия.

7. Способ отзыва: заявление об отзыве в письменном виде путём его направления на адрес электронной почты Оператора: info@rcsi.science или путем письменного обращения по юридическому адресу: 119991, г. Москва, Ленинский просп., д.32А

8. Субъект персональных данных вправе запретить своему оборудованию прием этих данных или ограничить прием этих данных. При отказе от получения таких данных или при ограничении приема данных некоторые функции Сайта могут работать некорректно. Субъект персональных данных обязуется сам настроить свое оборудование таким способом, чтобы оно обеспечивало адекватный его желаниям режим работы и уровень защиты данных файлов «cookie», Оператор не предоставляет технологических и правовых консультаций на темы подобного характера.

9. Порядок уничтожения персональных данных при достижении цели их обработки или при наступлении иных законных оснований определяется Оператором в соответствии с законодательством Российской Федерации.

10. Я согласен/согласна квалифицировать в качестве своей простой электронной подписи под настоящим Согласием и под Политикой обработки персональных данных выполнение мною следующего действия на сайте: https://journals.rcsi.science/ нажатие мною на интерфейсе с текстом: «Сайт использует сервис «Яндекс.Метрика» (который использует файлы «cookie») на элемент с текстом «Принять и продолжить».