Środkowoazjatycki pas orogeniczny

Środkowoazjatycki pas orogeniczny ( CAOB ), zwany także Altaidami , jest jednym z największych na świecie akrecyjnych orogenów fanerozoicznych , a tym samym wiodącym laboratorium geologicznie niedawnego wzrostu skorupy ziemskiej. Pas orogeniczny jest ograniczony kratonem wschodnioeuropejskim i kratonem północnochińskim w kierunku północno-zachodnim-południowym, a także kratonem syberyjskim i kratonem Tarim w kierunku północno-wschodnio-południowo-zachodnim. Powstał w wyniku zamknięcia oceanów w neoproterozoiku do późnego fanerozoiku , od około 750 do 150 mA. Podobnie jak wiele innych akrecyjnych pasów orogenicznych, środkowoazjatycki pas orogeniczny składa się z ogromnej ilości łuków magmowych , basenów związanych z łukami , kompleksów akrecyjnych , gór podwodnych , fragmentów kontynentalnych i ofiolitów . Jest również uważany za stosunkowo charakterystyczny orogeniczny pas kolizyjny , ponieważ w regionie można znaleźć rozległe kompleksy subdukcyjno-akrecyjne i łukowe skały magmowe , ale baseny przedgórskie związane z kolizjami nie są powszechne.

Historia powstania środkowoazjatyckiego pasa orogenicznego jest złożona i wysoce sporna wśród naukowców akademickich. Obecnie istnieją dwie główne hipotezy ewolucyjne, które mogłyby potencjalnie wyjaśnić historię geologiczną środkowoazjatyckiego pasa orogenicznego. Jedna z hipotez postawionych przez geologa Celala Sengora sugerowała, że ​​​​środkowoazjatycki pas orogeniczny powstał w wyniku akrecji wielu łuków oceanicznych i skorup kontynentalnych , podczas gdy inna hipoteza głosiła, że ​​​​został on utworzony przez nagromadzenie kompleksów subdukcji i akrecji na łuku magmowym .

Środkowoazjatycki pas orogeniczny jest obecnie jednym z najlepiej zbadanych pasów orogenicznych na świecie ze względu na jego duże znaczenie w badaniu akrecji kontynentalnej i powstawania rud. Zawiera obfite zasoby naturalne, w tym rudy mineralne, ropę i gaz. Te bogate zasoby mineralne wyjaśniają, dlaczego środkowoazjatycki pas orogeniczny jest również nazywany środkowoazjatycką domeną metalogeniczną, która jest jedną z największych domen metalogenicznych na świecie.

Rysunek 1 Mapa lokalizacji CAOB. Zaadaptowano z Han i Zhau 2017. Mapa pokazuje, że środkowoazjatycki pas orogeniczny znajduje się w północnej części Azji i można go podzielić na dwie główne części, którymi są oroklina Kazachstanu i oroklina Tuwy i Mongolii. Graniczy z Kratonem Europy Wschodniej, Kratonem Syberyjskim , Kratonem Karakum, Kratonem Tarim i Kratonem Północnochińskim . Środkowoazjatycki pas orogeniczny składa się z fragmentów skorupy kontynentalnej , łuku magmowego i kompleksów subdukcyjno-akrecyjnych, które definiuje się jako osady lub skorupę oceaniczną dodaną do skorupy kontynentalnej w strefie subdukcji .

Lokalizacja

Jak każdy typowy górotwór akrecyjny, środkowoazjatycki pas orogeniczny jest długi i szeroki. Zajmuje około 30% powierzchni lądowej całej Azji . Znajduje się w granicach sześciu narodów, którymi są Chiny , Kazachstan , Kirgistan , Mongolia , Rosja i Uzbekistan . Środkowoazjatycki pas orogeniczny znajduje się między kratonem wschodnioeuropejskim a kratonem północnochińskim na kierunku północno-zachodnim-południowym oraz między kratonem syberyjskim a kratonem Tarim na kierunku północno-wschodnio-południowo-zachodnim. Pas rozciąga się na długości około 2500 km w kierunku wschód-zachód.

Geologia

Środkowoazjatycki pas orogeniczny ma długą i skomplikowaną historię geologiczną. Dzięki mapowaniu geolodzy doszli do wniosku, że formacja geologiczna ma kierunek młodzieńczy na południe, co oznacza, że ​​skały na północy są starsze niż skały na południu. Kenozoiczne - mezozoiczne baseny sedymentacyjne można znaleźć we wschodniej części środkowoazjatyckiego pasa orogenicznego, podczas gdy skały wulkaniczno-plutoniczne utworzone od paleozoiku do mezozoiku można znaleźć w środkowej i zachodniej części pasa orogenicznego. Ma rozległy granitoidów , ponieważ około 60% odsłoniętego obszaru pasa składa się z granitoidów, podczas gdy większość odsłoniętej skały macierzystej powstała między 550 a 100 mln lat temu.

Główne regiony CAOB

Środkowoazjatycki pas orogeniczny ma złożoną tektonikę akrecyjną , która jest dobrze udokumentowana w dwóch głównych obszarach. Jeden z nich, a mianowicie „Kazachstan Orocline”, znajduje się w zachodniej części pasa, czyli w Północnym Xinjiangu w Chinach i Kokczetaw-Bałkasz w Kazachstanie . Kolejna, a mianowicie „Tuva-Mongol Orocline”, znajduje się we wschodniej części pasa, czyli w Mongolii Wewnętrznej , Mongolii i południowej Rosji .

Ryc. 2 Przekrój części kazachskiej orokliny. Zaadaptowano z Biske 2015. Ta figura przedstawia fałdową i płaszczową części orokliny Kazachstanu. Powstał w wyniku kompresyjnych ustawień tektonicznych. Ta część orokliny zbudowana jest głównie ze skał osadowych i wylewnych skał magmowych , co oznacza, że ​​podczas formowania powinny one podlegać prawu superpozycji . Jego obecne fałdowanie synkliny ilustruje, że region ten doświadczył ściskającej siły tektonicznej, a pierwotnie poziome warstwy zostały złożone później w historii geologicznej.

Kazachstan Orocline

Kazachstańska oroklina, położona na północ od kratonu Tarim i kratonu Karakum, a także na południowy wschód od Bałtyku , jest zakolem środkowoazjatyckiego pasa orogenicznego, na który składają się połamane fragmenty kontynentów powstałe w późnej Paleozoik .

W czasach prekambryjskich głównym terranem orokliny Kazachstanu były głównie mezoproterozoiczne skały metamorficzne , które potencjalnie miały powinowactwo do Gondwany . Zostały one wówczas przykryte osadami od neoproterozoiku i kambru do ordowiku dolnego . Wulkaniczne skały łuku wyspowego i chert utworzone w środowiskach głębinowych były dominującymi typami skał w paleozoiku . Pod koniec ordowiku i syluru akrecja paleo-Kazachstanu zakończyła się, co oznacza, że ​​materiały zostały dodane do paleo-Kazachstanu w strefie subdukcji . Kolejne dewonu i karbonu zdeponowane na paleo-Kazachstanie były głównie skałami wulkanicznymi powstałymi z łuków kontynentalnych .

W okresie od dewonu do wczesnego karbonu powstało kilka niezgodności , wraz z pchnięciem w tył pasma wulkanicznego Balkhash-Yili , dokumentujących zdarzenie bocznej akrecji skorupy kontynentalnej. Zderzenie paleo-Kazachstanu z Tarimem miało miejsce od środkowego karbonu do początku permu.

Skierowane na południe pchnięcia w północnej części południowego Tienshanu składają się z ofiolitów, narośniętych, wysokiej jakości skał metamorficznych, bazaltów i chertów powstałych w środowiskach głębinowych. Skały te zostały narzucone na węglany i turbidyty kontynentów południowych w okresie od syluru do karbonu . W późnym paleozoiku skały te ulegały deformacji w dwóch fazach.

Niektóre dobrze rozwinięte uskoki poślizgowe można znaleźć w Kazachstanie.

Ryc. 3 Przekrój części orokliny Tuva Mongolia. Zaadaptowano z Lehmann et al. 2010. Ten przekrój wskazuje, że skały zostały sfałdowane pod wpływem siły ściskającej i częściowo stopiły się w wyniku tarcia , powodując topnienie skorupy ziemskiej, a tym samym powstanie Orocline Tuva-Mongolia.

Tuva-Mongolia Orocline

Geologię orokliny Tuwy i Mongolii można podzielić na dwie główne części. Jeden z nich powstał w prekambrze , drugi to skały osadowe na północy i skały wulkaniczne , które powstały w paleozoiku na południu orokliny .

W przypadku północnej części orokliny zawiera skały metamorficzne od prekambru do wczesnego paleozoiku , neoproterozoiczne ofiolity , skały wulkaniczne utworzone we wczesnych paleozoicznych łukach wyspowych oraz niektóre związane z nimi osady wulkanicznoklastyczne . Skały te były następnie pokryte osadami od dewonu do karbonu i znajdowały się pod wpływem aktywności wulkanicznej w okresie permu . W południowej części Orocline Tuva-Mongolia większość skał to skały wulkaniczne z wczesnego do późnego paleozoiku z ofiolitami powstałe podczas zamykania oceanów, w szczególności zamknięcia Oceanu Paleoazjatyckiego, które rozpoczęło się we wczesnym karbonie i zakończyło się w Późny perm lub wczesny trias . W regionie tym powszechne były również osady wulkaniczno-klastyczne powstałe w okresie od późnego karbonu do permu . W obu częściach orokliny Tuva-Mongolia intruzje granitów miały miejsce po wydarzeniach związanych z budową gór i zostały pokryte skałami wulkanicznymi i osadowymi , które powstały w okresie od jury do kredy .

Ofiolity w CAOB

że ofiolity , które są wypiętrzonymi i odsłoniętymi fragmentami skorupy oceanicznej z fragmentami górnego płaszcza , mogą dostarczyć ważnych informacji dotyczących historii powstania i ewolucji pasa orogenicznego . Poniższa tabela przedstawia lokalizacje niektórych ofiolitów , które można znaleźć w środkowoazjatyckim pasie orogenicznym oraz związaną z tym interpretację dotyczącą historii ewolucji środkowoazjatyckiego pasa orogenicznego

Tabela 1: Szczegóły i interpretacja ofiolitów znalezionych w CAOB
Wiek Lokalizacja Nazwa kompleksu Rodzaj skały Interpretacja
1020 Ma Pas sajan na południowym skraju kratonu syberyjskiego Kompleks Dunzhugur Plagiogranit Wskazanie istnienia Oceanu Paleoazjatyckiego od ostatniego mezoproterozoiku .
971-892 Ma Południowy kraniec Syberii iw Mongolii Neoproterozoiczne melanże ofiolitowe Plagiogranit , bazalt i gabro Ofiolity stają się młodsze , gdy przemieszczają się z północy na południe. Wskazuje to, że CAOB rozwijał się powoli na południu.
571 Ma Mongolia północno-zachodnia ofiolity dariwów Mikrogabro i plagiogranity
568 Ma Mongolia północno-zachodnia ofiolity chantaiszir Mikrogabro i plagiogranity
697-628 Ma Północna część Wielkiego Pasma Khingan - -
kambr Mongolia Południowa, Zachodni Junggar, East Junggar Almantai, Hongliuhe i Xichangjing w Beishan Orogen - -

Ewolucja geologiczna

Będąc akrecyjnym orogenem , geologiczna historia ewolucyjna środkowoazjatyckiego pasa orogenicznego jest bardzo skomplikowana. Zaproponowano dwie główne hipotezy ewolucyjne. Jedna z hipotez zakłada, że ​​​​łuki oceaniczne i możliwe bloki kontynentalne pochodzące z Gondwany zostały dodane do kratonów syberyjskich, rosyjskich i północnochińskich poprzez akrecję . Inna hipoteza sugeruje, że kolaż środkowoazjatycki jest wykonany z nagromadzonych paleozoicznych , które powstały w wyniku subdukcji , akrecji i deformacji pojedynczego łuku magmowego. Chociaż pas orogeniczny był na czele badań akrecyjnych orogenów, nie ma zgody co do historii powstawania środkowoazjatyckiego pasa orogenicznego.

Dalsze wyjaśnienie dwóch hipotez ewolucji geologicznej środkowoazjatyckiego pasa orogenicznego znajduje się poniżej.

Dwie hipotezy powstania CAOB

Pierwsza hipoteza

Rycina 4 Diagram przedstawiający proces formowania się CAOB w północnym Xinjiangu w pierwszej hipotezie. Zaadaptowano z Xiao i in. 2008. Hipoteza ta ilustruje, że środkowoazjatycki pas orogeniczny powstał z akrecji wielu łuków oceanicznych i fragmentów kontynentów .

Pierwsza hipoteza głosi, że południowa krawędź kontynentu syberyjskiego powstała z akrecji wielu łuków oceanicznych i prawdopodobnie części kontynentów wywodzących się z Gondwany , superkontynent istniał od neoproterozoiku do jury , do kratonów rosyjskich , syberyjskich i północnych Chin .

Hipoteza ta sugeruje, że subdukcja orogenów w środkowoazjatyckim pasie orogenicznym rozpoczęła się w późnym prekambrze , a pas orogeniczny osiągnął najwyższą wysokość dzięki połączeniu pasywnego marginesu Tarim i północnego systemu akrecyjnego aż do końca permu i środkowego triasu . Hipoteza ta głosi, że środkowoazjatycki pas orogeniczny obejmował liczne subdukcje , kolizje w orientacji równoległej, akrecję , amalgamację mikrokontynentów i wyginanie oroklin .

Nadal dyskutuje się, czy mikrokontynenty wywodzące się z Gondwany były zaangażowane w tworzenie środkowoazjatyckiego pasa orogenicznego w tej hipotezie, ponieważ pierwotna struktura pasa orogenicznego jest silnie zdeformowana i przerwana w wyniku ewolucji tektonicznej.

Druga hipoteza

Druga hipoteza zaproponowana przez geologa Celala Sengora w 1993 r. Sugerowała, że ​​​​środkowoazjatycki pas orogeniczny powstał w wyniku nagromadzenia materiałów subdukcyjno-akrecyjnych paleozoiku na pojedynczym łuku magmowym. Cały proces powstawania środkowoazjatyckiego pasa orogenicznego wyjaśniono poniżej i podsumowano w tabeli 2 i rycinie 5.

Hipoteza ta sugeruje, że kraton Baltica był połączony z kratonem syberyjskim w okresie ediakarskim . Ich położenie podczas ediakaranu zostało potwierdzone na podstawie paleomagnetycznych . Ryft kontynentalny między Balticą a Syberią miał miejsce od późnego ediakaru do kambru (610-520 mln lat ). W tym okresie doszło do zderzenia mikrokontynentów i subdukcji na północ od kratonu syberyjskiego. W środkowym sylurze (430-424 mln lat temu) łuk kipczacki, będący fragmentem powstałym w wyniku rozszczepienia Bałtyku i Syberii , miał swój północny koniec przyczepiony do kratonu syberyjskiego , a południowy koniec wolny od kratonu Baltica . Tymczasem kompleks akrecyjny utworzony podczas subdukcji mikrokontynentów na północ od kratonu syberyjskiego i ilość materiałów akrecyjnych w łuku Kipchak zmniejszyła się w kierunku południowo-zachodnim, ponieważ znajdował się on dalej od źródła na Syberii . W okresie wczesnego dewonu (390-386 mln lat temu) na południowym krańcu łuku kipczackiego nie nastąpił już addycyjny wzrost kompleksów subdukcyjno-akrecyjnych z powodu gwałtownego napływu grubej warstwy wczesnodewońskich materiałów klastycznych i jednoczesnego spadku subdukcji- pokrewny magmatyzm . Można to wytłumaczyć kolizją łuku Mugodzhar na północ od Balticy z południowym krańcem łuku Kipchak. Z drugiej strony na północ od łuku Kipczaka zaczął rosnąć klin subdukcyjno-akrecyjny. W późnym dewonie (367-362 mln lat temu) subdukcja-akrecja i magmatyzm łukowy wytworzyły skorupę kontynentalną o normalnej grubości. Podczas wczesnego karbonu (332-318 mln lat temu) kraton Baltica migrował w kierunku kratonu syberyjskiego , co doprowadziło do subdukcji pod pierwotnym południowym krańcem łuku kipczackiego. W późnym karbonie (318-303 mln lat temu), Baltica i Syberia doświadczyły prawostronnego ścinania , w połączeniu z siłą ściskającą, cała oroklina Kazachstanu stała się bardziej upakowana. Aż do wczesnego permu (269-260 mln lat temu) tworzył się basen Nurol, będący rozciągniętą skorupą kontynentalną , aw jego podłożu występował magmatyzm alkaliczny. Wreszcie, w późnym permie (225–251 mln lat temu), kierunek ścinania Balticy i Syberii odwrócił się, gdy strefa ścinania Gornostajewa przesunęła się na południe i wschód od Syberii . Wraz z tym ostatnim aktem w późnym permie hipoteza Sengora dotycząca ewolucji środkowoazjatyckiego pasa orogenicznego została zakończona.

Oszacowano, że około 2,5 miliona kilometrów kwadratowych materiału młodocianego zostało dodanych do Azji w ciągu około 350 milionów lat, co czyni środkowoazjatycki pas orogeniczny jednym z najważniejszych formacji skorupy młodocianej od końca proterozoiku . Jednak niektórzy geolodzy sugerowali, że zasięg młodocianej skorupy powstałej w paleozoiku jest mocno przeszacowany, ponieważ wiele granitów fanerozoicznych znalezionych w pasie powstało początkowo w mezoproteroziku i zostało później przerobionych.

Tabela 2: Proces powstawania CAOB zgodnie z hipotezą zaproponowaną przez Sengora i in. 1993
Okres rok ( rok ) Wydarzenie Uwagi
ediakaran 610 – Kraton Baltica i kraton Syberii były połączone ze sobą wzdłuż ich obecnych północnych granic.
Późny ediakar – kambr 610-520 Kontynentalny rifting w celu utworzenia kratonu Baltica i Siberia ;

Zderzenie mikrokontynentów i subdukcja miały miejsce na północy kratonu syberyjskiego .

Patrz rysunek 5A.
Środkowy sylur 430-424 Powstawanie łuku kipczackiego w wyniku ryftowania Bałtyku i Syberii ;

Kompleksy akrecyjne powstały w wyniku subdukcji mikrokontynentów na północ od kratonu syberyjskiego .

Łuk Kipczaka miał swój północny koniec przymocowany do kratonu Syberia , a południowy koniec wolny od kratonu Baltica .

Materiały akrecyjne w łuku Kipchak zmniejszyły się w kierunku południowo-zachodnim, ponieważ jest on bardziej oddalony od źródła na Syberii .

Patrz rysunek 5B.
Wczesny dewon 390-386 Zderzenie łuku Mudgodzhar na północ od Balticy z południowym krańcem łuku Kipchak;

Klin subdukcyjno-akrecyjny wyrósł na północ od łuku Kipchak.

 Koniec z dodatkowym wzrostem kompleksów subdukcyjno-akrecyjnych na południowym krańcu łuku Kipczaka z powodu gwałtownego napływu materiałów klastycznych na południowym krańcu łuku Kipczaka i spadku magmatyzmu związanego z subdukcją .

Patrz rysunek 5C.
Późny dewon 367-362 Skorupa kontynentalna powstała w wyniku subdukcji-akrecji i magmatyzmu łukowego . Patrz rysunek 5D.
Wczesny karbon 332-318 Kraton Baltica migrował w kierunku kratonu Syberii . Doprowadziło to do subdukcji pod pierwotnym południowym krańcem łuku Kipchak.

Patrz Rycina 5E.
Późny karbon 318-303 Baltica i Siberia doświadczyły prawostronnej siły ścinającej i ściskającej. Cała oroklina Kazachstanu stała się bardziej upakowana.

Patrz rysunek 5F.
Wczesny perm 269-260 Powstanie basenu Nurol;

Magmatyzm alkaliczny w podziemiach basenu Nurol.

Basen Nurol był rozciągniętą skorupą kontynentalną .

Zobacz Ryc. 5G.
Późny perm 225–251 Kierunek ścinania Balticy i Syberii odwrócił się, gdy strefa ścinania Gornostaeva przesunęła się na południe i wschód od Syberii. Patrz rysunek 5H.
Rycina 5 Diagram przedstawiający ewolucyjną historię CAOB zaproponowaną przez Sengora. Zaadaptowano z Sengor 1993. Hipoteza ta ilustruje, że środkowoazjatycki pas orogeniczny powstał w wyniku nagromadzenia kompleksów akrecyjnych na pojedynczym łuku magmowym. Zobacz bardziej szczegółowe wyjaśnienia ewolucyjnej historii CAOB w Tabeli 2 .

Główne pytania

Środkowoazjatycki pas orogeniczny znajduje się w czołówce badań od XXI wieku. Pomimo międzynarodowych wysiłków naukowców, wciąż istnieje wiele pytań dotyczących środkowoazjatyckiego pasa orogenicznego, które pozostają bez odpowiedzi. Zawierają:

Znaczenie gospodarcze

Środkowoazjatycki pas orogeniczny jest bogaty w zasoby naturalne, a dokładniejsze badania tego regionu przyniosłyby społeczeństwu więcej korzyści.

Ruda mineralna

Środkowoazjatycki pas orogeniczny jest bogaty w rudy mineralne, w tym platynę , złoto , srebro i miedź . Kopalnie tych cennych metali można znaleźć i zbadać zgodnie z układem tektonicznym i strukturą pasa orogenicznego .

W przypadku platyny związane z nią minerały można znaleźć w dunicie , rodzaju ultramaficznej natrętnej skały magmowej z kompleksu Xiadong na Alasce. Platyna zwykle pojawia się jako siarczek i sulfarsenidek pierwiastka z grupy platyny. Może również występować jako wtrącenia chromitu i klinopiroksenu lub jako ziarna śródmiąższowe w spękaniach chromitu.

W przypadku złota w strefie melanżu Nenjian-Heihe w CAOB znaleziono dużą kopalnię złota . Ta kopalnia złota, a mianowicie złoże złota Yongxin, jest złożem złota kontrolowanym przez szczeliny o grubości 52 m w największym złożu rudy. W kopalni można było znaleźć piryt , który jest najważniejszym minerałem zawierającym złoto. CAOB jest również bogaty w światowej klasy miedź . Złoże Laoshankou Iron Oxide-Cu-Au, które znajduje się na południowy zachód od miasta Qinhe, Xinjian , w północno-zachodnich Chinach, jest uważane za jedną z najważniejszych rezerw wysokiej jakości miedzi i złota w Środkowoazjatyckim Pasie Orogenicznym, z złoże jest hostowane przez skały wulkaniczne utworzone podczas środkowego dewonu .

Olej i gaz

Ponieważ środkowoazjatycki pas orogeniczny ma złożoną strukturę tektoniczną, często jest kojarzony z różnymi rodzajami produkcji energii na świecie. Należy zauważyć, że jedne z najbogatszych rezerw węglowodorów na świecie znajdują się w regionie w pobliżu środkowoazjatyckiego pasa orogenicznego. W obrębie Pasa Orogenicznego rozwinęły się baseny roponośne i gazonośne, takie jak Junggar , Santanghu i Songliao , z których dwa pierwsze znajdują się w południowo-zachodniej części Pasa Orogenicznego, a drugi w wschodnia część Pasa Orogenicznego. Sugeruje się, że basen Yinggen-Ejinaqi, który znajduje się w południowej części środkowoazjatyckiego pasa orogenicznego, ma duży potencjał posiadania rezerwy węglowodorów. Konieczne są dalsze badania i analizy przed komercyjnym wykorzystaniem ropy i gazu z tego regionu.

  1. ^ a b c d e f gh ja j k l m ; Xiao, Wenjiao    Piosenka, Dongfang; Windley, Brian F.; Li, Jiliang; Han, Chunming; Wan, Bo; Zhang, Ji'en; Ao, Songjian; Zhang, Zhiyong (styczeń 2020). „Procesy akrecyjne i metalogeneza północno-środkowoazjatyckiego pasa orogenicznego: postępy i perspektywy” . Nauka Chiny Nauki o ziemi . 63 (3): 329–361. Bibcode : 2020ScChD..63..329X . doi : 10.1007/s11430-019-9524-6 . ISSN 1674-7313 . S2CID 210122897 .
  2. ^ a b   Şengör, AM Celal; Sunal, Gürsel; Natal'in, Boris A.; Van der Voo, Rob (maj 2022). „Altajdzi: przegląd dwudziestu pięciu lat gromadzenia wiedzy” . Recenzje nauk o Ziemi . 228 : 104013. doi : 10.1016/j.earscirev.2022.104013 . S2CID 247905844 . Źródło 17 grudnia 2022 r .
  3. ; ^ a b c d e f g hi j k l m n o p q r s t u Safonova, Inna   Seltmann, Reimar; Kröner, Alfred; Gladkochub, Dmitrij; Schulmann, Karel; Xiao, Wenjiao; Kim, Juyong; Komiya, Tsuyoshi; Słońce, Min (wrzesień 2011). „Nowa koncepcja konstrukcji kontynentalnej w środkowoazjatyckim pasie orogenicznym” . Odcinki . 34 (3): 186–196. doi : 10.18814/epiiugs/2011/v34i3/005 . ISSN 0705-3797 .
  4. ^    Kröner, Alfred (2015). Środkowoazjatycki pas orogeniczny: geologia, ewolucja, tektonika i modele . ISBN 978-3-443-11033-8 . OCLC 910103233 .
  5. ^ a b c d   Wilde, Simon A. (listopad 2015). „Ostateczne połączenie środkowoazjatyckiego pasa orogenicznego w północno-wschodnich Chinach: zamknięcie Oceanu Paleo-Azjatyckiego a subdukcja płyt Paleo-Pacyfiku - przegląd dowodów” . Tektofizyka . 662 : 345–362. Bibcode : 2015Tectp.662..345W . doi : 10.1016/j.tecto.2015.05.006 . ISSN 0040-1951 .
  6. ^ a b    Han, Yigui; Zhao, Guochun (listopad 2018). „Ostateczne połączenie kolażu orogenicznego Tianshan i Junggar w południowo-zachodnim pasie orogenicznym Azji Środkowej: ograniczenia dotyczące zamknięcia Oceanu Paleoazjatyckiego” . Recenzje nauk o Ziemi . 186 : 129–152. Bibcode : 2018ESRv..186..129H . doi : 10.1016/j.earscirev.2017.09.012 . ISSN 0012-8252 . S2CID 134624421 .
  7. ^ a b c d   Xiao, Wenjiao; słońce, min; Santosh, M. (marzec 2015). „Kontynentalna rekonstrukcja i metalogeneza obszarów Circum-Junggar i zakończenie południowego środkowoazjatyckiego pasa orogenicznego” . Granice Nauk o Ziemi . 6 (2): 137–140. doi : 10.1016/j.gsf.2014.11.003 . ISSN 1674-9871 .
  8. Bibliografia   _ Gao, Rui; Li, Haiyan; Hou, Hesheng; Wu, Huaichun; Li, Qiusheng; Yang, Ke; Li, Chao; Li, Wenhui; Zhang, Jishen; Yang, Tianshui (luty 2014). „Struktury skorupy ujawnione z profilu głębokiego odbicia sejsmicznego w strefie szwów Solonkera w środkowoazjatyckim pasie orogenicznym w północnych Chinach: interpretacja zintegrowana” . Tektofizyka . 612-613: 26-39. Bibcode : 2014Tectp.612...26Z . doi : 10.1016/j.tecto.2013.11.035 . ISSN 0040-1951 .
  9. ^   Windley, mózg; Aleksiejew, Dmitrij; Xiao, Wenjiao; Kroner, Alfred; Badarch, Gombosuren (2007). „Modele tektoniczne akrecji środkowoazjatyckiego pasa orogenicznego” . Dziennik Towarzystwa Geologicznego . 164 (1): 31–47. Bibcode : 2007JGSoc.164...31W . doi : 10.1144/0016-76492006-022 . hdl : 2381/2261 . S2CID 129479722 .
  10. Bibliografia   _ Wang, T. Tong, Y. Wilde, SA Degtyarev, KE Rytsk (2014). Ponowna ocena wzrostu kontynentalnego podczas akrecyjnej historii środkowoazjatyckiego pasa orogenicznego . ELSEVIER. OCLC 1247376057 .
  11. . ^ a b c d e f g hi j k l m n o p q Kröner, Alfred    Środkowoazjatycki pas orogeniczny: geologia, ewolucja, tektonika i modele . ISBN 978-3-443-01150-5 . OCLC 1228736084 .
  12. ^ a b Xiao, Wenjiao; Santosh, M. (grudzień 2014). „Zachodni środkowoazjatycki pas orogeniczny: okno na akrecyjną orogenezę i wzrost kontynentalny”. Badania Gondwany . 25 (4): 1429–1444. Bibcode : 2014GondR..25.1429X . doi : 10.1016/j.gr.2014.01.008 .
  13. ^ a b c d e f gh Lehmann    , J .; Schulmann, K.; Lexa, O.; Corsini, M.; Kroner, A.; Stipska, P.; Tomurhuu, D.; Otgonbator, D. (wrzesień 2010). „Strukturalne ograniczenia ewolucji środkowoazjatyckiego pasa orogenicznego w południowo-zachodniej Mongolii” . Amerykański Dziennik Naukowy . 310 (7): 575–628. Bibcode : 2010AmJS..310..575L . doi : 10.2475/07.2010.02 . ISSN 0002-9599 . S2CID 130569573 .
  14. Bibliografia   _ Wang, Genhou; Santosh, M.; Wang, Jinfang; Dong, Peipei; Li, Hongyang (1 kwietnia 2020). „Inicjacja subdukcji południowo-wschodniego Oceanu Paleoazjatyckiego: dowody z dobrze zachowanego wewnątrzoceanicznego fragmentu ofiolitu przedniego w środkowej Mongolii Wewnętrznej w północnych Chinach” . Listy dotyczące nauki o Ziemi i planetach . 535 : 116087. doi : 10.1016/j.epsl.2020.116087 . S2CID 213541644 . Źródło 17 grudnia 2022 r .
  15. ^ Niu, Ya-zhuo; Shi, GR; Ji, Wen-hua; Zhou, Jun-lin; Wang, Jian-qiang; Wang, Kai; Bai, Jian-Ke; Yang, Bo (wrzesień 2021). „Paleogeograficzna ewolucja morza karbońsko-permskiego w najbardziej wysuniętej na południe części środkowoazjatyckiego pasa orogenicznego, północno-zachodnie Chiny: dowody z mikrofacji, pochodzenia i paleobiogeografii” . Recenzje nauk o Ziemi . 220 : 103738. doi : 10.1016/j.earscirev.2021.103738 . Źródło 30 grudnia 2022 r .
  16. ^   Eizenhöfer, Paul R.; Zhao, Guochun; Zhang, Jian; Słońce, min (14 marca 2014). „Ostateczne zamknięcie Oceanu Paleoazjatyckiego wzdłuż strefy szwu Solonkera: ograniczenia wynikające z danych geochronologicznych i geochemicznych permskich skał wulkanicznych i osadowych” . Tektonika . 33 (4): 441–463. doi : 10.1002/2013TC003357 . hdl : 10722/202788 . S2CID 59146817 . Źródło 17 grudnia 2022 r .
  17. ^ Safonowa, Inna; Kotlyarow, Aleksiej; Krivonogov, Siergiej; Xiao, Wenjiao (2 kwietnia 2017). „Śródoceaniczne łuki Oceanu Paleoazjatyckiego” . Badania Gondwany . 50 (2): 167–194. doi : 10.1016/j.gr.2017.04.005 . Źródło 17 grudnia 2022 r .
  18. ^    Furnes, Harald; Safonova, Inna (lipiec 2019). „Ofiolity środkowoazjatyckiego pasa orogenicznego: charakterystyka geochemiczna i petrologiczna oraz ustawienia tektoniczne” . Granice Nauk o Ziemi . 10 (4): 1255–1284. doi : 10.1016/j.gsf.2018.12.007 . ISSN 1674-9871 . S2CID 135208215 .
  19. ^   Khain, EV; Bibikova, EV; Kröner, A.; Żurawlew, DZ; Sklyarov, EV; Fiedotowa, AA; Kravchenko-Berezhnoy, IR (czerwiec 2002). „Najstarszy ofiolit środkowoazjatyckiego pasa fałdowego: wiek cyrkonu U – Pb i Pb – Pb dla kompleksu Dunzhugur, wschodni Sajan, Syberia i implikacje geodynamiczne” . Listy dotyczące nauki o Ziemi i planetach . 199 (3–4): 311–325. Bibcode : 2002E&PSL.199..311K . doi : 10.1016/s0012-821x(02)00587-3 . ISSN 0012-821X .
  20. ^    Gordienko, IV; Bułhatow, AN; Lastochkin, NI; Sitnikova, VS (grudzień 2009). „Oznaczenia składu i wieku izotopowego U-Pb (KREWETKI II) zespołu ofiolitycznego ze strefy paleospredingu szamanów i warunków jego powstawania (Północna Transbaikalia)” . Doklady Nauk o Ziemi . 429 (2): 1420–1425. Bibcode : 2009DokES.429.1420G . doi : 10.1134/s1028334x09090025 . ISSN 1028-334X . S2CID 128550926 .
  21. ^ a b c   Jian, Ping; Kröner, Alfred; Jahn, Bor-ming; Windley, Brian F.; Shi, Yuruo; Zhang, Wei; Zhang, Fuqin; Miao, Laicheng; Tomurhuu, Dondow; Liu, Dunyi (czerwiec 2014). „Datowanie cyrkonowe ofiolitów neoproterozoiku i kambru w Mongolii Zachodniej oraz implikacje dla czasu procesów orogenicznych w środkowej części środkowoazjatyckiego pasa orogenicznego” . Recenzje nauk o Ziemi . 133 : 62–93. Bibcode : 2014ESRv..133...62J . doi : 10.1016/j.earscirev.2014.02.006 . ISSN 0012-8252 .
  22. Bibliografia   _ Liu, Yongjiang; Li, Yanrong; Li, Weimin; Wen, Quanbo; Liu, Binqiang; Zhou, Jianping; Zhao, Yingli (sierpień 2017). „Epoki, geochemia i implikacje tektoniczne kambryjskich skał magmowych w północnym pasmie Wielkiego Xing'an, NE Chiny” . Dziennik azjatyckich nauk o ziemi . 144 : 5–21. Bibcode : 2017JAESc.144....5F . doi : 10.1016/j.jseaes.2016.12.006 . ISSN 1367-9120 .
  23. Bibliografia   _ Sotak; Li; Ondrejka; Li; Hu; Molwa; Nemek; Nemet; Ružička (październik 2019). „Określenie pochodzenia i wieku fragmentów ofiolitów basenu Neotethys Meliata w melanżu klina akrecyjnego późnej jury i wczesnej kredy (Wewnętrzne Karpaty Zachodnie, Słowacja)” . Minerały . 9 (11): 652. Bibcode : 2019Mine....9..652P . doi : 10,3390/min9110652 . ISSN 2075-163X .
  24. Bibliografia    _ Windley, BF; Yuan, C.; Słońce, M.; Han, CM; Lin, SF; Chen, HL; Yan, QR; Liu, DY; Qin, KZ; Li, JL (styczeń 2009). „Paleozoiczne wielokrotne procesy subdukcji i akrecji południowych Altaidów” . Amerykański Dziennik Naukowy . 309 (3): 221–270. Bibcode : 2009AmJS..309..221X . doi : 10.2475/03.2009.02 . ISSN 0002-9599 . S2CID 131671114 .
  25. ^ On, Wenjun (2002). Dalabutowy ofiolit z regionu West Junggar, Xinjiang, północno-zachodnie Chiny: pochodzenie, umiejscowienie i późniejsza ewolucja tektoniczna (teza). Biblioteki Uniwersytetu w Hongkongu. doi : 10.5353/th_b3122601 .
  26. Bibliografia    _ XIAO, WJ; HAN, CM; LI, XH; QU, JF; ZHANG, JE; GUO, QQ; TIAN, ZH (październik 2011). „Ofiolit z kambru do wczesnego syluru i procesy akrecyjne w kolażu Beishan, północno-zachodnie Chiny: implikacje dla architektury południowych Ałtajów” . Magazyn geologiczny . 149 (4): 606–625. doi : 10.1017/s0016756811000884 . ISSN 0016-7568 . S2CID 130046303 .
  27. ^ a b   Xiao, Wenjiao; Han, Chunming; Yuan, Chao; słońce, min; Lin, Shoufa; Chen, Hanlin; Li, Zilong; Li, Jiliang; Słońce, Shu (sierpień 2008). „Akrecyjna orogeneza akrecyjna północnego Sinciangu, północno-zachodnich Chin, związana z subdukcją od środkowego kambru do permu: implikacje dla ewolucji tektonicznej Azji Środkowej” . Dziennik azjatyckich nauk o ziemi . 32 (2–4): 102–117. Bibcode : 2008JAESc..32..102X . doi : 10.1016/j.jseaes.2007.10.008 . ISSN 1367-9120 .
  28. ; ^ a b c d e f g hi j k l m n o p q r s t u v w x y z aa ab ac ad ae af ag ah Şengör, AMC    Natal'in, BA; Burtman, VS (lipiec 1993). „Ewolucja kolażu tektonicznego Altaid i wzrostu skorupy paleozoicznej w Eurazji” . Natura . 364 (6435): 299–307. Bibcode : 1993Natur.364..299S . doi : 10.1038/364299a0 . ISSN 0028-0836 . S2CID 4310010 .
  29. ^ a b c   Yang, Sai-Hong; Su, Ben-Xun; Huang, Xiao-Wen; Tang, Dong-Mei; Qin, Ke-Zhang; Bai, Yang; Sakyi, Patrick; Alemayehu, Melesse (listopad 2018). „Występowania minerałów z grupy platyny i geochemia pierwiastków z grupy platyny kompleksu typu Xiadong Alaskan w południowo-środkowoazjatyckim pasie orogenicznym” . Minerały . 8 (11): 494. Bibcode : 2018Mine....8..494Y . doi : 10,3390/min 8110494 . ISSN 2075-163X .
  30. ^ abc Liang ,    Pei; Chen, Huayong; Han, Jinsheng; Wu, Chao; Zhang, Weifeng; Xu, Deru; Lai, Chun-Kit; Kyser, Kurt (styczeń 2019). „Mineralizacja tlenkiem żelaza, miedzią i złotem dewońskiego złoża Laoshankou (Xinjiang, północno-zachodnie Chiny) w środkowoazjatyckim pasie orogenicznym” . Recenzje geologii rud . 104 : 628–655. doi : 10.1016/j.oregeorev.2018.11.028 . ISSN 0169-1368 . S2CID 135264691 .
  31. ^   Yuan, Mao-Wen; Li, Sheng-Rong; Li, Cheng-Lu; Santosh, M.; Alam, Masroor; Zeng, Yong-Jie (luty 2018). „Skład geochemiczny i izotopowy pirytu złocistego ze złoża złota Yongxin, środkowoazjatycki pas orogeniczny: implikacje dla genezy rudy” . Recenzje geologii rud . 93 : 255–267. doi : 10.1016/j.oregeorev.2018.01.002 . ISSN 0169-1368 .
  32. ^ a b c d e    Abitkazy, Taskyn; Mamo, Yongsheng; Shi, Kaibo; Wu, Shuhong; Mu, Langfeng; Zhao, Lisza; Liu, Bo (grudzień 2019). „Potencjał węglowodorowy późnopaleozoicznych basenów pozostałościowych w środkowoazjatyckim pasie orogenicznym: spostrzeżenia z ewolucji tektonicznej basenu Yinggen-Ejinaqi, Mongolia Wewnętrzna, Chiny” . Dziennik geologiczny . 55 (7): 4997–5021. doi : 10.1002/gj.3694 . ISSN 0072-1050 . S2CID 213104542 .
Pobrano z „ https://en.wikipedia.org/w/index.php?title=Central_Asian_Orogen_Belt&oldid=1139141671 ”