Placa Siberiana (I)

Incluidas la microplaca Simon y la microplaca Altai (Ⅰ1), que alguna vez fueron dos microplacas separadas antes del Neoproterozoico y el Paleozoico temprano después del movimiento Salail, las dos se convirtieron en una parte integral del. placa siberiana unificada.

Xinjiang es sólo una parte de la microplaca de Altai, incluida la zona de actividad del margen continental del Paleozoico Temprano de Altai Norte y la zona de actividad del margen continental del Paleozoico Tardío de Altai Sur.

1. Zona de actividad del margen continental del Paleozoico temprano del norte de Altai

Zona de actividad del margen continental del Paleozoico temprano del norte de Altai (Ⅰ1-1) (Actividad del margen continental del Paleozoico temprano de la montaña Altai-Kanas-Kokoto) zona). Incluyendo las montañas de Altai del norte en China, las montañas de Altai en Mongolia y las montañas de Altai en Kazajstán y Rusia. Debido a las escarpadas montañas, el nivel de investigación es bajo. El cuerpo principal de esta área está compuesto por estructuras tipo flysch extremadamente gruesas de facies bajas de esquistos verdes, con un espesor de 6 a 7 km. Se llama Grupo Kanas en mi país, Sistema Montañoso Altai en Rusia y Sistema Mongol Altai en Mongolia. Sus combinaciones de rocas y secuencias estratigráficas son muy similares y completamente comparables. Con base en los fósiles de plantas microarqueológicas encontrados en algunos lugares y la construcción de melaza volcánica del Ordovícico Medio-Tardío en la discordancia, se puede juzgar el período de tiempo, que puede incluir el Período Nanhua-Período Siniano (Período Wende)-Mundo del Ordovícico Temprano.

En el pasado, los estudiosos rusos creían que Altai pertenecía al cinturón estructural del margen continental que crecía hacia el sur en el antiguo continente siberiano (пйвeA.б.1980). Después de 1980, debido al progreso de los estudios geológicos comparativos internacionales, se propusieron nuevos conocimientos.

He Guoqi (1990) propuso la visión del "Antiguo Continente Pan-Junggar" basándose en sus investigaciones sobre el Sistema Altai en la zona montañosa, el Sistema Altai en Mongolia y el Grupo Karas en mi país. , creía que este conjunto de esquistos verdes gigantes bajos La composición clástica del margen continental de gruesas estructuras de flysch (sur de China - Siniano - Ordovícico temprano) es muy madura y, a juzgar por el origen de los clastos, hay muy poco material volcánico. ser el antiguo continente siberiano, porque Desde el Siniano hasta el Ordovícico temprano, el antiguo continente siberiano y Altai estaban separados por la cuenca oceánica de los lagos de Mongolia. Por tanto, se especula que su origen proviene de un antiguo continente (Antiguo Continente Pan-Junggar) en el suroeste (dirección actual) que fue destruido y cubierto por procesos geológicos posteriores. La cuenca oceánica del área del lago de Mongolia (la rama norte del antiguo océano asiático) se extendió durante el período Siniano-Cámbrico y comenzó a subducirse, eliminarse y colisionar en el Ordovícico temprano para formar el cinturón plegado del Paleozoico temprano de las montañas Altai-Sayan, que fue se formó en el borde sur del antiguo continente siberiano y se convirtió en parte de la placa siberiana. Hasta ahora, todavía se pueden encontrar fragmentos continentales de antiguas rocas metamórficas del Paleo-Mesoproterozoico en el cinturón orogénico de Altai en mi país, llamado por Li Chengsan (1943) Grupo Kemuqi (Pt1-2Km), o más tarde Grupo Suputita (. Pt2S). Compuesta principalmente de migmatita, gneis, etc., la edad isócrona de roca completa Sm-Nd (1400 ± 78) Ma se obtuvo en el área de Chonghu-Qinghe.

Según la investigación de Bebekova et al., el complejo se extiende hasta Mongolia y se llama Complejo Balag. El valor de edad U-Pb es de 2800 Ma y puede contener la Era Arcaica.

Al norte del río Burqin, en el Pt1-2Km originalmente determinado por los predecesores, se descubrió por primera vez en los últimos años una discordancia (Zhang Chuanlin et al., 2003) encontrando 2116Ma en el Pt1-. A 2Km bajo la superficie de la discordancia Valor de edad, que contiene una gran cantidad de fósiles de plantas micro-antiguas: Leiopsophosphaera, Densa, Trckysphaerdium, etc. Es similar a los fósiles de la recién construida Formación Sinian Moylet, por lo que se clasifica como Neoproterozoico. Se especula que esta discordancia puede representar un fuerte evento tectónico entre 1000 y 800 Ma.

Grupo Fuyun (Pt3Fn): La longitud oblicua del tramo inferior del río Irtysh cuando la División II de la Oficina de Geología y Recursos Minerales de Xinjiang (1990) llevó a cabo una división 1:50.000 en Urtensa, Fuhai Condado Se encontró una gran cantidad de fósiles de micropaleofitos de Sinian en el esquisto de sericita intercalado entre esquisto de anfibolita y gneis de hornblenda de plagioclasa, por lo que fue designado como el Grupo Sinian Fuyun.

Con base en la relación con el Pt1-2Km subyacente y el grado de metamorfismo, se le cambió el nombre a Grupo Neoproterozoico Fuyun Pt3Fn. Se obtuvieron edades superficiales de 779Ma y 785Ma en migmatitas y gneis, y contenidas en rocas y mármoles metamórficos. Fósiles de plantas: Leiominusscula minuta, Leiopsophosphaera densa. Micrhystridium mininum... (Fechado por Yan Yongkui como Sinian) de la desembocadura de Wuxiagou al oeste del condado de Fuyun, anfibolita plagioclasa, anfibolita, gneis de biotita granate La edad isócrona Sm -Nd es (1060 ± 128 ) Mamá. El mismo se llama Grupo Telekot en Rusia y está expuesto en Kazajstán en la vertiente suroeste de las montañas Korgan. El manto de Telekot es de esquisto verde, con cuarcita y mármol en la parte inferior, con una edad K-Ar de 700 a 1090 Ma. .

El Grupo Karas desde el Siniense hasta el Ordovícico Temprano, como se mencionó anteriormente, es un conjunto de facies de talud continental construido con facies de esquistos verdes bajos tipo flysch extremadamente gruesas, deposición pasiva de margen continental, y consiste en los principales Cuerpo del margen continental pasivo del Paleozoico temprano del mar de Karas-Kokotoo.

En el Ordovícico medio a tardío, la Formación Silek Oriental (O2-3d) es un conjunto de rocas volcánicas de acidez media que contienen roca fina, dacita, andesita, ignimbita, etc., con un color gris verdoso. fondo El conglomerado de fondo tobáceo es discordante en los estratos subyacentes y está cubierto por la integración o pseudoconformidad de la Formación Baihaba (O3bh). Es un conjunto de limolitas calcáreas metamórficas poco profundas de color gris verdoso y areniscas de grava, biológicas. está compuesto de piedra caliza, y la piedra caliza superior contiene Plasmoporella, Helisitas y otras moléculas karadocianas-ashkolianas. A juzgar por la construcción de melaza volcánica del Ordovícico medio-tardío, que desde una perspectiva regional está superpuesta de manera discordante sobre los estratos del Sinio-Ordovícico temprano, pertenece al período de colisión principal del cinturón orogénico de Altai. número de gneis de co-colisión El granito intrusivo, el granito de plagioclasa y la diorita de tonalita previa a la colisión, como la biotita, la monzogranita y la diorita de tonalita en el sur del pico Youyi, se encuentran en la Formación East Sileke. Su edad de grava K-Ar es de 440 Ma; La masa rocosa de Qinggrihe tenía forma de basamento e invadió el espacio proterozoico y fue invadida por el cuerpo gabroico del Devónico tardío. La litología principal es granito de biotita gneísica, monzogranita moscovita, monzonita de biotita y biotita, la roca entera Rb-Sr. la edad isócrona del circón U-Pb es de 401,8 Ma (Zou Tianren et al., 1988) y la edad del circón U-Pb de grano único es de 440-396 Ma (Li Tiande, 1994); -El batolito de Barils y la intrusión en forma de lámina son principalmente gneísicos en el Sistema Silúrico, y la edad isócrona Rb-Sr de la roca entera de granito de biotita es de 377-401 Ma (Zhang Xiangbing et al., 1996 Dakarasu La intrusión de tipo gabro); de toda la roca del Grupo Kemchi y la edad isócrona del mineral Sm-Nb es 397 Ma circones como el monzogranito de biotita Tasbik Dürgen y la monzonita moscovita Tasbik en el área de Nolte La mayoría de estos cuerpos rocosos con edades U-Pb de 396-440 Ma; son rocas intrusivas sincolisión-poscolisión. Las rocas intrusivas de sincolisión generalmente no están bien desarrolladas. Las más comunes son los granitos de color claro representados por granito peraluminoso de moscovita (o cordierita) o granito de dimicita. El tipo de origen es el tipo S y la composición química de la roca es rica en. SiO2 y Al2O3, K2O se caracteriza por. Su edad es ligeramente posterior al tiempo de colisión de placas de 20 a 40 Ma.

Formación Silúrica Kulumuti (S2-3k): está compuesta de limolita y filita metamórficas, con algunas partes profundamente metamorfoseadas. Entre ellos: Favosites forbesi (Li Chengsan, 1943). El período posterior a la colisión es similar a la deposición de facies de cuenca de flysch de antepaís.

A finales del Paleozoico, al norte de la falla Hongshanzui en el norte de Altai hay una cuenca volcánica-sedimentaria superpuesta en el basamento plegado del Paleozoico temprano (cuenca superpuesta Nolt-Ulegei D-C). Compuesto principalmente por sistemas Devónico y Carbonífero. La parte inferior del sistema Devónico es principalmente ácida con rocas volcánicas básicas y rocas clásticas terrígenas, y algunas son rocas volcánicas rojas; la parte superior está compuesta por rocas eruptivas neutras y lutitas negras; La parte inferior del sistema Carbonífero está dominada por rocas clásticas continentales, con rocas eruptivas ocasionales, depósitos de melaza roja y depósitos marinos de rocas clásticas terrígenas y rocas carbonatadas.

Los granitos del Devónico y del Carbonífero son en su mayoría granitoides poscolisión ricos en sílice y álcali. En el Pérmico, se intruyó una pequeña cantidad de pequeños cuerpos rocosos poscolisión ricos en álcali.

En los últimos años, Yuan Chao, Sun Min, Long Xiaoping (2007) han estudiado que existen arcos volcánicos y arcos magmáticos del Cámbrico Medio al Superior en este cinturón orogénico (Windley et al, 2002, Sun et al., 2006), utilizando CL, LA-ICP-MS y MC-ICP-MS para analizar esquistos de mica, esquistos de mica granate y migmatitas en diferentes capas del Grupo Habahe (Grupo Kanas) y sílice de granate en el Formación Altai Se estudiaron la morfología, estructura e isótopos U-Pb y Hf de circones detríticos en el gneis de biotita plagioclasa y arenisca metamórfica de la Formación Kangbutiebao, y se obtuvieron los picos de circones detríticos en los esquistos y migmatitas del Grupo Habahe. La distribución del valor del período es similar, con alrededor de 75 circones detríticos concentrados en el Paleozoico temprano (450-540 Ma), alrededor de 20 (540-1000 Ma) y menos de 5 en el Paleo-Mesoproterozoico. Sólo dos circones en el esquisto son Neoarqueanos. (2,7 Ga), pero los picos de circón son 588 Ma y 782 Ma, algunos son Paleo-Mesoproterozoicos y las migmatitas son Cámbrico Medio-Ordovícico Medio (valor máximo 510 ~ 456 Ma) y Devónico Medio (valor máximo 384 Ma). Neoproterozoico. El pico más pequeño del esquisto del Grupo Habahe (Grupo Kanas) es de 504 Ma, en el que está invadido granito de 466 Ma.

Se propone que el esquisto del Grupo Habahe (Grupo Kanas) fue depositado entre 468 y 504 Ma. La composición isotópica de Hf del circón indica que su material proviene principalmente del área de origen del nuevo material, con solo una pequeña cantidad de material de la corteza antigua agregado debido al corto tiempo. distancia de transporte, pueden depositarse en cuencas de antearco o de retroarco, que representan el entorno tectónico del margen continental activo.

La arenisca metamórfica de la Formación Kangbutiebao se depositó después del Silúrico Inferior (432 Ma). Proviene principalmente del magma del arco insular del Cámbrico-Ordovícico. Tiene una distancia de transporte corta y también se depositó en la parte delantera. -Ambiente de cuenca de arco o contraarco.

El gneis silíceo granate de la Formación Altai se formó en el Devónico temprano. Puede ser producto de un metamorfismo regional relacionado con la colisión del arco de islas. Su roca original proviene del recién formado arco de islas del Cámbrico-Ordovícico. rocas ígneas.

Por tanto, se propone que el cinturón orogénico de Altai se encuentra en un modelo de evolución tectónica de acreción continua de arcos de islas en el margen continental activo. Esto no respalda el modelo de ruptura de la antigua placa continental precámbrica, lo que indica indirectamente que puede que no haya un basamento cristalino precámbrico aquí. Sin embargo, según el estudio de los granitoides de Altai realizado por Wang Tao, Tong Ying et al (2010), se cree que el granito en el Altai central tiene un valor de εNd(t) bajo y un alto tDM, lo que indica que contiene una gran cantidad de. material de la corteza continental, mientras que el granito en el borde sur de Altai tiene un valor alto de εNd (t) y un tDM bajo, lo que sugiere que el material joven derivado del manto es el cuerpo principal. Esta variación espacial en las características isotópicas refleja bien la composición material y la estructura del cinturón orogénico profundo de Altai, es decir, antiguo en la parte central y nuevo en el borde sur, lo cual es completamente consistente con la composición de los estratos superficiales y la división de unidades tectónicas. Vale la pena señalar que en el mismo bloque, tanto el granito del Paleozoico temprano como el del Mesozoico tienen características isotópicas más o menos similares (valor bajo de εNd(t) y características altas de tDM), lo que también es consistente con el entorno del margen continental del paleozoico temprano. -Granito orogénico consistente. Esto refleja la existencia de material antiguo relativamente uniforme en la parte central del cinturón orogénico de Altai, es decir, un basamento antiguo. Muestra que los bloques antiguos y el reciclaje de materiales todavía desempeñan un papel importante en la formación y desarrollo de cinturones orogénicos (Kroner et al., 2008). El cinturón orogénico de Altai también refleja bien las características estructurales de los bloques antiguos (Proterozoicos) restantes intercalados a lo largo del bloque de acreción joven.

2. La zona de actividad del margen continental del Paleozoico tardío del área minera Altai-Altái sur

La zona de actividad del margen continental del Paleozoico tardío Altai-sur del área minera (Ⅰ1-2) de norte a sur, comenzando desde las zonas de compresión del contraarco de Huo Erzon-Sarem Saktin y Belouba ( ), la cuenca extensional del contraarco Devónico-Carbonífero de Kelan ( ), el arco magmático Carbonífero-Pérmico de Kalba-Narem ( ), compuesto por el Kalba occidental Cuenca carbonífera del antearco (cuña de acreción del antearco) ( ). Se forma debido a la subducción hacia el norte del océano Charlesk-Zhaisan-Irtysh.

La zona de compresión Horzon-Salem Saktin y la zona de compresión del arco posterior de Belouba ( ) ubicadas en el área límite conectada con el cinturón tectónico de Caledonia en la zona montañosa de Altay, están compuestas principalmente de lodo; El sistema de cuenca y el sistema Carbonífero, y se desarrolla la estructura de napa de compresión, es difícil extenderse a Xinjiang debido a daños por fallas. El cinturón Khorzon-Salemsaktin sólo se desarrolla en Kazajstán. La parte NE está limitada por la falla de Loktyev y la cara SW está limitada por la zona de compresión de Irtysh-falla de Markakol. Tiene más de 600 km de largo y alcanza los 10 km en su punto más ancho. Tiene características de deslizamiento de rumbo antiguas. La edad de deslizamiento de rumbo es el Pérmico Inferior y la zona de deformación por corte está invadida por la masa rocosa del Pérmico Superior-Triásico Temprano. En el basamento Proterozoico-Paleozoico temprano, las rocas sedimentarias volcánicas marinas costeras del Devónico Inferior-Medio están ampliamente desarrolladas, y la litología es de basalto-riolita y rocas clásticas terrígenas calcáreas. En términos de estructura profunda, la superficie de Moh (41-52 km) y la superficie de Kang (26-30 km) están profundamente deprimidas (Li Tiande et al., 1995). En el Varisco temprano, se desarrollaron depósitos de hierro, manganeso, plomo y zinc relacionados con basalto-riolita bimodal, y en el Varisco tardío, aparecieron mineralización de tungsteno, molibdeno, tierras raras y mineralización de tierras raras relacionadas con granitoides del Pérmico. de mineralización no es grande.

Una gran área de rocas volcánicas y rocas piroclásticas de la Formación Korgan del Devónico Medio están expuestas en el área de Belouba-Kolgan en el extremo NO del cinturón, y se desarrollan rocas intrusivas. El Devónico Medio es tonalita-granodiorita-granito, el Devónico Tardío es gabro-diabasa, el Pérmico es monzogranito-granodiorita y el Triásico es granito. El cinturón mineral está dividido en bloques de fallas por una serie de fallas cercanas entre sí (que pertenecen a la zona de compresión noreste). Las estructuras de pliegues a menudo se dividen en segmentos. Los pliegues lineales y de eje corto solo se ven en áreas donde el. las fallas son más pequeñas. Es rico en minerales, principalmente hierro y minerales polimetálicos a base de plomo. Los depósitos típicos incluyen la gran mina de hierro Horzon y la gran mina checa de plomo Mali.

El área central de Hamil-Bukhtarma y el área de Sarem Saktin exponen principalmente rocas volcánicas ácidas intermedias del Devónico Inferior-Medio intercaladas con rocas sedimentarias y rocas sedimentarias marinas del Devónico Medio y rocas volcánicas y diques de gabro-diabasa del Devónico Tardío. . La mineralización es principalmente de plomo y plomo-zinc, seguida de mineral de hierro y mineral polimetálico.

La superficie SO es adyacente a la cuenca de extensión del arco posterior del Devónico-Carbonífero de Kelan ( ), y parte de ella puede extenderse hacia Xinjiang y quedar entre el condado de Burqin y Chonghur. Principalmente expuestos están los sedimentos terrígenos tipo flysch desde el Devónico tardío hasta el Carbonífero temprano, a saber, lutitas y limolitas carbonosas. La actividad volcánica durante el período Devónico Eames-Early Famen ( ) fue débil, y el Paleozoico tardío se caracterizó por el desarrollo de una gran cantidad de gabro-diabasa, que tiene las características de una cuenca de retroarco. En este cinturón de Kazajstán se han descubierto pocos depósitos minerales, principalmente minas de oro más pequeñas. En Xinjiang se descubrieron algunos puntos de mineralización de cobre, hierro y metales raros.

Cuenca extensional del arco trasero del Devónico-Carbonífero del Klan ( ): distribuida en dirección noroeste en el borde sur de Altai, cinturón de rocas volcánicas plutónicas del noroeste y la "Zona de compresión Noreste" de Rusia en el borde sur de Altai contraste. Xinjiang se encuentra al sur de la falla Chonghuer-Kangbutiebao. Además de fragmentos continentales dispersos de la antigua corteza continental, el cinturón está compuesto principalmente por los sistemas Devónico y Carbonífero.

La Formación Kangbutiebao (D1k) en el Devónico Inferior es equivalente a la etapa Emsiano y es una importante capa portadora de minerales de hierro, cobre, plomo y zinc. Está compuesto por rocas volcánicas-volcaniclásticas, rocas clásticas continentales compuestas principalmente por rocas volcánicas ácidas. El grado de metamorfismo varía mucho de un lugar a otro. La roca original fue restaurada en base a los resultados del análisis petroquímico de anfibolita y esquisto de lava básica. al basalto y al basalto, pertenecientes a la estructura basáltica-pórfido angular. La edad isócrona Rb-Sr de la lava almohadillada de Camel Peak en la ciudad de Altay es (380 ± 27) Ma, que puede representar el producto de este período de extensión, el Devónico Medio está compuesto de flysch con características de turbidita de la Formación Ashele, y It; Está compuesto por roca carbonatada y fino pórfido verde. Es una importante capa mineral de depósitos polimetálicos de sulfuro masivos. Formación Qiye del Devónico superior, la parte superior está dominada por piedra azul fina en forma de almohada, intercalada con roca agregada homogénea y toba brechada; la parte media consiste en capas rítmicas de arenisca tobácea, arenisca tobácea con grava y conglomerado arenoso que contiene radiolarios, tipo Conodont inferior; roca aglomerada de pórfido de cuerno de cuarzo, brecha de pórfido de cuerno de cuarzo. Tiene evidente discordancia angular en contacto con los estratos superior e inferior. Tiene las características de una construcción volcánica similar a melaza durante el principal período de colisión del Paleozoico Superior.

El Carbonífero Inferior está formado por flysch con una pequeña cantidad de andesita-basalto; el Carbonífero Superior Inferior está formado por rocas clásticas carboníferas continentales.

Se desarrollan rocas intrusivas, principalmente granito, seguidas de diorita, diorita alcalina, gabrodiorita, etc., que se dividen en tres fases. Los granitos del Silúrico-Devónico son combinaciones de plagioclasa-granodiorita-granito, en su mayoría granitoides previos a la colisión. Los granitos del Carbonífero son combinaciones de granito-granodiorita, en su mayoría productos del mismo período de colisión. Las 180 muestras se encuentran en las etapas orogénicas tardías y sinorogénicas. el diagrama R1-R2. El granito pérmico es principalmente granito de biotita y pórfido de granito, que tiene un alto contenido de silicio y álcali y es un producto del período orogénico tardío o posterior a la colisión.

El arco magmático Kalba-Narem Carbonífero-Pérmico ( ); el cuerpo principal de este arco magmático está en Kazajstán, y la extensión oriental del arco magmático está al oeste del área de Ashele en el condado de Habahe, China. El área es muy pequeña y limita al este con las estribaciones meridionales de la falla de las montañas de Altai-Kizgar, al noreste con la "zona de compresión de Irtysh" y al sur con las fallas profundas adyacentes de Kalba-Narem y Terekta. a la cuenca del antearco occidental de Kalba. Este arco magmático se desarrolló en el basamento precámbrico. La zona no incluye los antiguos bloques de roca estructural del basamento en la "Zona de compresión del Irtysh". También hay tres áreas de elevación basal en Kurchum-Kaligir, Bav, incluidas Love y Kizilsuy. Se han observado complejos metamórficos neoproterozoicos en la superficie del antiguo levantamiento, principalmente gneis, migmatita y anfibolita. La edad geológica del isótopo de circonio en el gneis de granito de biotita es de 1450 Ma (Li Tiande et al., 1994). . D. McKenzie (McKenzie, 1978) creía que los continentes se desintegraban a través de fisuras continentales y luego se producía una migración de fisuras, lo que provocaba la expansión del fondo marino. Estos levantamientos compuestos por antiguas rocas de basamento abandonaron el margen continental a través de un desprendimiento de fisuras, lo que provocó que el fondo marino se extendiera entre ellos y el continente, formando la cuenca del arco posterior del sur de Altai. Es posible que estos antiguos bloques todavía hayan estado bajo aguas marinas poco profundas antes del Carbonífero Superior temprano. El Devónico estaba compuesto por rocas clásticas terrestres similares a flysch intercaladas con rocas carbonatadas, desde el Devónico Tardío hasta el Carbonífero Inferior. El agua de mar se volvió menos profunda y se convirtió en depósitos de facies de plataforma continental. A principios del Carbonífero Superior, eran facies litorales o una construcción de melaza interfacial mar-continental, lo que refleja que la cuenca oceánica estaba cerrada. En el Carbonífero Superior se produjo actividad granítica a gran escala y una erupción continental de riolita-dacita, formando así un arco magmático caracterizado por formaciones de magma intrusivas bien desarrolladas. En esta zona no se desarrolla actividad de magma volcánico, y el área expuesta conocida sólo representa alrededor del 1% del área de la zona, mientras que la formación de magma intrusivo representa alrededor del 50%. Las rocas intrusivas son principalmente granito sienita y granito dimicita que contienen metales raros. El primer macizo rocoso tiene una escala enorme y a menudo aparece en forma de un lecho rocoso largo y extendido paralelo a la línea estructural principal. En segundo lugar, es raro ver pequeñas intrusiones y diques de leucogranito, leucogranito, plagiogranito-granodiorita y gabro-diabasa. La composición química promedio de las 26 muestras de granito de biotita se representa en el área orogénica tardía cercana a la orogenia de sincolisión en el diagrama R1-R2, mientras que el granito porfirítico se representa en la orogenia de sincolisión. Las rocas tienen un alto contenido de silicio y son ricas en álcali. Puede ser producto de la colisión y sutura entre la Placa de Siberia y la Placa de Kazajstán-Junggar o en la última etapa de la colisión.

La cuenca del antearco del Carbonífero Occidental de Kalba (cuña de acreción del antearco) ( ) se distribuye principalmente en Kazajstán, extendiéndose solo una pequeña parte hasta Xinjiang. Está limitada por la falla de Kalbanarem en el norte y la falla de Kalbanarem en. el sur el límite es la zona de sutura de Charlesk-Zhaisan-Irtysh.

Durante el período Wexiano del Carbonífero Inferior, se formaron estructuras de flysch con características de cuñas de acreción de antearco. En la Etapa Serpukhov del Carbonífero Inferior, las areniscas de facies de plataforma fueron el componente principal y bloques de roca como el Wexiano del Carbonífero Inferior. También se observaron etapas El bloque de roca mixta de sinovialita es disconforme con la melaza continental del Carbonífero tardío temprano, y todavía se encuentran algo de basalto continental y andesita. El Carbonífero Inferior tardío estaba compuesto de melaza que contenía basalto-andesita. El Pérmico Temprano estuvo compuesto por melaza volcánica de andesita traqui continental, basalto andesítico y brecha de lava. Los granitos pérmicos son en su mayoría rocas magmáticas posteriores a la colisión. Puede ser una cuenca marina poco profunda (o cuña de acreción del antearco) en el lado marino formada después de que la cadena de islas Kalba-Narem se separó del margen continental y luego se convirtió en una cuenca de antepaís post-orogénica.

3. Zona de sutura CZE-SZ Charlesk-Zhaisan-Irtysh

La zona de sutura Charlesk-Zhaisan-Irtysh es la zona de sutura Charlesk-Zhaisan-Irtysh. La cuenca del océano Irtysh fue cerrada. durante el período Devónico-Carbonífero, provocando la colisión de la Placa Kazajstán-Junggar en el sur y la Placa Siberiana en el norte para formar un cinturón de colisión melange. La zona de sutura de esta placa corre hacia el noroeste, extendiéndose desde Charlesk, Kazajstán, a través de Zhaisangbo y el área de Qinghe al sur de Fuyun en la cuenca del río Irtysh de China y hasta Mongolia. La longitud total es de casi 1.500 kilómetros. Es más ancha en Zhaisangbo, unos 75 kilómetros, y la más estrecha al sur de Fuyun tiene menos de 10 kilómetros. Su límite norte es la falla de Kalba occidental en Kazajstán, la falla de Kizgar-Sibodu-Fuyun-Mayinob en las estribaciones del sur de las montañas de Altai en China y la falla de Turgen-Dabogda en Mongolia. La falla generalmente tiende hacia el norte y la pared norte se precipita hacia el sur. Tiene características obvias de corte dúctil y el límite sur es ligeramente complicado. En Kazajstán, está en la línea sur de Ranjitobe-Zaisangpo, y en China. es Coxentawu-Sha'er. La línea Burak-Alatubai se extiende hacia Mongolia como la falla Burgen-Transaltai. La composición de los materiales en la zona es caótica, casi incomparable en dirección y dirección lateral, las propiedades de la roca son diferentes y el grado de deformación metamórfica es muy diferente, pero en general aparece como una zona de alta deformación. En el campo geofísico, es una zona de gradiente de gravedad con una superficie de Mohs alta, una superficie de Conn baja, una corteza delgada (42 ~ 47 km) y una de las áreas con el menor espesor de capa de metagranito. Por lo tanto, tiene una composición de roca. Es una zona tectónica especial en términos de estructura o geofísica.

La sección occidental de este cinturón se encuentra en Kazajstán, y su extensión es aproximadamente equivalente al cinturón de Chalsk-Mankra definido por generaciones anteriores. Sus principales componentes materiales son un conjunto de acumulaciones mixtas de deslizamiento del Carbonífero Inferior y estructuras de melaza terrestre del Carbonífero Tardío. Los componentes principales se distribuyen en la parte sur del cinturón. En cuanto a la edad, los materiales de composición en el norte incluyen eclogita, anfibolita, esquistos cristalinos, gneis, etc. con una edad metamórfica de (2600±100) Ma y mayor a 1000 Ma hay gravas de fango de jaspe y cuarcita del Temprano; Roca Cámbrica, pórfido diabásico, albahaca, esquisto silíceo; ​​rocas volcánicas básico-neutras del Devónico, toba, roca silícea y caliza arrecifal, así como el ya mencionado sistema Carbonífero. En términos de características metamórficas, existen rocas metamórficas comunes de fase de esquisto verde, fase de epidota-anfibolita y fase de anfibolita, así como eclogita de alta temperatura y alta presión, esquisto azul metamórfico de baja temperatura y alta presión, y esquisto azul metamórfico suave y sin modificar. Rocas metamórficas Las rocas metamórficas, como la piedra caliza en contacto directo con macizos rocosos ultrabásicos, no se ven afectadas por el metamorfismo y mantienen un lecho muy claro. En términos de composición y propiedades materiales, existen ofiolitas fragmentadas que representan fragmentos de la corteza oceánica, rocas básicas y ultrabásicas derivadas del manto, así como gneis silíceo-aluminosos, esquistos cristalinos, etc., que son metamorfoseados de la antigua corteza continental. La estructura es muy compleja. Los tipos de rocas antes mencionados se forman principalmente en bloques de rocas de diferentes tamaños, que son casi imposibles de comparar lateralmente. Presentan las características de un cinturón estructural de rocas mixtas. y las zonas de corte dúctil están muy desarrolladas, formadas una a una por escamas de roca. La milonitización de las rocas se puede observar en todas partes (principalmente en el norte) y las fracturas frágiles son aún más comunes. El cinturón de ofiolita de Chalsk-Gornostana desarrollado en el cinturón ha sido desmembrado y mezclado en una mezcla de ofiolita. Las rocas conocidas incluyen peridotita metamórfica, piroxenita, diabasa, basalto, dolita y rocas silíceas, etc., y se desarrollan jadeíta y esquisto anfíbol azul. El cinturón de ofiolita de Charlesk está conectado al cinturón de ofiolita de Irtysh y al cinturón de ofiolita del sur de Mongolia hacia el este, formando un enorme cinturón de ofiolita transnacional. El cinturón de ofiolita de Charlesk contiene rocas volcánicas del Ordovícico medio y el Devónico, así como la jasperita y la limolita silícea asociadas. La ofiolita se puede dividir en tres tipos: ① La mezcla de ofiolita contiene rocas metamórficas de alta presión, metagabros, basaltos con alto contenido de titanio y bloques y escamas de rocas sedimentarias del Silúrico y Devónico temprano. Los bloques de rocas del Silúrico son turbiditas distales, es un acreción por subducción; complejo, en el que la edad K-Ar de la moscovita en eclogita, granate-anfibolita, esquisto azul y granate-azul se distribuye entre 444 y 429 Ma (8 resultados), lo que puede representar alta presión Edad de la exhumación de rocas (Ordovícico Tardío-Inicio Silúrico), de ser así, las rocas subducidas son más antiguas, probablemente del Cámbrico-Ordovícico temprano.

Doborezov (2003) estudió que las ofiolitas del Ordovícico y el Devónico del cinturón de Chalek se produjeron juntas, y que la ofiolita del Ordovícico era fuertemente mezclada, acompañada de eclogita y esquisto azul, K. La edad -Ar es 430~445 Ma, que se especula que es la Cámbrico-Ordovícico temprano En el extremo noroeste de Altai, la combinación de rocas silíceas basálticas es un fragmento de ofiolita, y la edad también es del Ordovícico temprano. ② Roca mixta de ofiolita del Ordovícico, que contiene radiolarios del Paleozoico temprano y fragmentos de varios componentes de la corteza oceánica. La edad isotópica del bloque de roca de eclogita retrógrada es de 477 ~ 545 Ma (K-Ar). Este tipo de ofiolita suele encontrarse en la zona norte del cinturón de ofiolita de Charlesk. ③ Roca mixta mineral compleja del Carbonífero Tardío, que contiene fragmentos de los dos tipos de rocas mixtas anteriores. La mezcla se distribuye a lo largo de la zona de deslizamiento más joven, y se desarrolla una cuña de acreción en el borde noreste del cinturón de Charlesk, turbidita y mezcla de deslizamiento desde el Carbonífero Temprano al Medio, y conjuntos de arcos de islas y piedra caliza desde el Devónico Tardío al Carbonífero Temprano; . esperar. Los predecesores han identificado conodontos y radiolarios desde el Devónico tardío hasta el Carbonífero temprano en rocas silíceas de la mezcla. En su margen suroeste se desarrollan arcos de islas del Carbonífero temprano y cuñas de acreción.

En China, la mayor parte de la sección occidental está cubierta por el Cenozoico. Sólo en la zona de Coxendawu, en el borde sur, se encuentra una pequeña cantidad de roca-ofiolita ultrabásica, compuesta por lherzolita. roca ígnea, granito aurogenita, lava volcánica básica y roca silícea radiolaria, entre las cuales la edad radiolaria es el Devónico temprano. La edad U-Pb del circón del granito aurogenita es de aproximadamente 390 Ma (el Grupo Shirakang, etc. Área de Tianjin 1:200.000). Regional Survey Report, 1983), Zhou Ruhong obtuvo una edad U-Pb de 360-370 Ma en gabro. Está superpuesta a la discordancia del Carbonífero Inferior. La sección oriental va desde Xibodu hacia el este hasta el área de Fuyun-Shaerbulak, Mayin'obo-Alatubai. Las perforaciones en Qiaoxiahara, al sureste del condado de Fuyun, confirmaron que la parte inferior de las rocas volcánicas básicas del Devónico temprano contiene serpentinita y peridotita metamórfica. Con los nuevos datos obtenidos en los últimos años, la situación se acerca más a la de la zona de Charlesk, pero el grado de mezcla estructural se reduce considerablemente y se sustituye por cizallamiento y compresión dúctiles. Además de los conocidos cinturones del complejo básico-ultrabásico en Xibodu-Qiaoxiahara y Kizilsey al sur de las montañas Mayin Obo, también hay rocas volcánicas básicas-neutrales del Devónico y andesita magnesiana (boninita), lavas almohadilladas, pedernales radiolarios y depósitos de flysch. He Guoqi et al. (1990) estudiaron los radiolarios y creyeron que su edad no era posterior al Silúrico-Ordovícico.

En la ilustración unificada compilada conjuntamente por ocho países de Europa Central y Asia (publicada en 2002), se cree que la cuenca del océano Zhaisan se cerró en el período Uigur-Serpujoviano del Carbonífero Inferior, y más arriba. fue el Carbonífero Superior —Cubierto por estructuras de melaza terrestre del Pérmico. Los fragmentos proterozoicos son la subfase de fragmentos de base de la fase de fragmentos de corteza continental. Fueron descubiertos en los últimos años. Fueron reportados por primera vez por He Guoqi et al (1990) y Hu Aiqin et al. También obtuvo el valor de edad del isótopo Sm- de (1357±l3) Ma. La relación de aparición y exposición de estos antiguos bloques de roca aún no está clara. Li Tiande et al. (1994) creen que pueden estar ampliamente distribuidos en el área de Altai. Sin embargo, cada vez hay más datos que no respaldan el desarrollo generalizado del basamento precámbrico. . Punto de vista.

Qu Guosheng et al. (1991) partieron del estudio de las estructuras de deformación y admitieron la existencia macroscópica de este cinturón estructural, pero creyeron que este cinturón es un cinturón de doble deformación que ha pasado por múltiples etapas de deformación y está ubicado en el arco de corte de Altai. La zona frontal del sistema estructural de la napa está dominada por estructuras de deformación dúctil en la parte norte. La parte sur está dominada por estructuras de deformación frágiles. La falla de Irtysh tiene propiedades duales de napa de empuje y cizallamiento sinistral. Por lo tanto, no puede usarse como límite de unidades tectónicas regionales. Cinturón orogénico de Altai. Zona metamórfica de fuerte deformación en el. He Guoqi et al. (1990) la compararon con la "Zona de Compresión de Irtysh" en Kazajstán y creyeron que, además de estar conectadas en tendencia, las dos características geológicas también son muy similares y pueden estar "claramente conectadas". Esta figura muestra que, desde el punto de vista general, la deformación, el metamorfismo, la mezcla estructural y la escala del cinturón de Charlesk son mucho más intensos, complejos y enormes que los del cinturón de Irtysh. El cinturón de Irtysh se produjo en el basamento del Proterozoico y el Paleozoico temprano, mientras que el cinturón de Charlesk pudo haber ocurrido durante la Era Paleozoica.

Con una extensión de más de 200 km, hay docenas de cuerpos rocosos, casi un centenar de anomalías aeromagnéticas en el cinturón del complejo básico-ultrabásico de Kizilsey-Kalatonke y una gran cantidad de fuentes del manto Carbonífero-Pérmico que son una indicación de la exposición en forma de bandas de intrusos alcalinos. Además, los datos geofísicos proporcionados por Г.H. Sherba muestran que es más razonable considerar esta zona como una zona tectónica de sutura de placas y el límite de grandes unidades tectónicas regionales.

Este cinturón se extiende hacia el sureste hasta Mongolia. En el mapa geológico de Mongolia compilado por investigadores anteriores, este cinturón se encuentra entre el bloque de falla Salail-Caledonia en el norte de Mongolia y el bloque de falla Herciniano en la demarcación del sur de Mongolia. Según una investigación reciente de К.Л y otros (1990), se cree que este cinturón es "la continuación del sureste de Mongolia, de unos 500 km de largo. Sus características son completamente similares a la sección de Kazajstán central, excepto por". geología isotópica encontrada Además del gneis granítico con una edad de 1120-650 Ma y el bloque de roca de gneis de piroxeno con una edad de 2200 Ma, en la sección Sino-Kazajstán se encuentran esquistos cristalinos, gneis, migmatitas y cúpulas de gneis locales. del cinturón Las estructuras de napa lineales e imbricadas, las zonas de corte dúctiles y la fuerte milonitización de las rocas se extienden hasta Mongolia. El único inconveniente es que no hay exposiciones típicas de ofiolitas cerca de China. Es gratificante que en 2010, He Guoqi et al. el descubrimiento de un cinturón de mezcla de ofiolitas en Burgen, Xinjiang. Está ubicado en la zona de unión de la Placa de Siberia y la Placa de Kazajstán-Junggar. Se extiende hacia el noroeste en una matriz principalmente milonitizada con bloques de roca de ofiolita de diferentes tamaños. y propiedades. La matriz está formada principalmente por rocas volcánicas milonitizadas, tobas y rocas volcánicas fuertemente quebradas. Los bloques de ofiolita incluyen principalmente rocas carbonatadas ultramáficas, basaltos, gabro y bloques de rocas silíceas. El basalto tiene características OIB y IAB. La edad del circón SHRIMP del basalto toleítico es de 352 Ma. Este tipo de roca mixta también se encuentra en Bayanleg y otros lugares del este. En la falla de Turgen, hace una transición hacia el sur en dirección a Gobi Altai, pero al norte de la falla de Burgen, parece que este fuerte fenómeno de transformación casi no existe, y se conservan la forma estructural y la secuencia estratigráfica originales.

La actividad magmática intrusiva en esta zona está poco desarrollada. Sólo se observa una pequeña cantidad de granitoides Carbonífero-Pérmico, entre ellos, de pequeña escala, aparecen en grupos y tienen diferenciación manto-fuente. y refundición manto-fuente distribuida en bandas. La zona diferenciada granito-alcalino-granito-alcalino rica en álcalis parece ser de gran importancia geológica. A menudo forman la llamada "trinidad" con cinturones de ofiolita y zonas de fallas profundas, convirtiéndose en otro indicador de la "trinidad" de los cinturones de ofiolita, cinturones de mezcla estructural y cinturones metamórficos de alta presión que deberían incluirse en las antiguas zonas de subducción y zonas de sutura. .

En el "Mapa geotectónico de China" (Pan Guitang et al., 2013), es la zona de conjunción de Irtysh en la sección occidental de la zona de atraque Irtysh-Silamlun, pero solo incluye la cuña de acreción compuesta de Irtysh. Cuenca de falla cenozoica y cinturón de mezcla de ofiolitas de Qiaoxiahala-Burgen.