Доклады Российской академии наук. Науки о Земле, 2022, T. 507, № 1, стр. 5-12

Структурная позиция и неоднородные деформации мезопротерозойских гранито-гнейсов Северного Тянь-Шаня на примере Караджилгинского массива (Кыргызстан)

А. В. Кушнарева 12*, А. К. Худолей 1, Д. В. Алексеев 2, Е. О. Петров 3

1 Санкт-Петербургский государственный университет
Санкт-Петербург, Россия

2 Геологический институт Российской академии наук
Москва, Россия

3 Всероссийский научно-исследовательский геологический институт им. А.П. Карпинского
Санкт-Петербург, Россия

* E-mail: nastaskush@gmail.com

Поступила в редакцию 24.06.2022
После доработки 21.07.2022
Принята к публикации 24.07.2022

Полный текст (PDF)

Аннотация

Детальное структурно-геологическое картирование показало, что мезопротерозойский Караджилгинский гранито-гнейсовый массив Северного Тянь-Шаня является пластовым интрузивным телом, субсогласным напластованию вмещающих метаосадочных толщ. Массив имеет сложное внутреннее строение с широкими вариациями степени деформированности пород – от неразгнейсованных гранитов до милонитов. Границы зон в различной степени деформированных пород, как и поверхности гнейсовидности, ориентированы субпараллельно контактам массива и изогнуты в единую синклиналь совместно с породами осадочной рамы. Полученный возраст гранитов 1121 ± 13 млн лет (U–Th–Pb-метод, SHRIMP) близок к ранее полученным оценкам возрастов гранито-гнейсов (~1090–1130 млн лет), свидетельствуя, что, вне зависимости от степени деформированности, все породы массива принадлежат к единому магматическому комплексу.

Ключевые слова: мезопротерозой, гранитоиды, неоднородные деформации, U–Th–Pb-возраст, структурная эволюция, Тянь-Шань

Раннепалеозойский ороген киргизского Северного Тянь-Шаня (СТШ), находящийся в юго-западной части Центрально-Азиатского (Урало-Монгольского) складчатого пояса, представляет сложно построенный аккреционный коллаж, образованный фрагментами докембрийских микроконтинентов, раннепалеозойских офиолитов, островных дуг и метаморфических комплексов. Разнородные блоки были спаяны вместе в ходе нескольких аккреционных событий в кембрийское и ордовикское время и претерпели дальнейшую переработку в островодужных и коллизионных обстановках в среднем и позднем палеозое [1, 2, 4, 9]. Протерозойские метаосадочные толщи и гранито-гнейсы, представляющие выходы фундамента Северо-Тянь-Шаньского микроконтинента, развиты преимущественно в пределах Макбальского и Бурханского антиклинориев, протягивающихся от западной части Киргизского хребта до районов южнее оз. Иссык-Куль (рис. 1). Внутреннее строение этих комплексов, отражающих наиболее ранние эпизоды эволюции СТШ, этапы и возраста их деформаций и позиция в структуре орогена остаются слабо охарактеризованными. Основной задачей настоящего исследования было изучение деформационных структур и тектонической позиции мезопротерозойских гранито-гнейсов Караджилгинского массива, обнажающегося в южном обрамлении Макбальского антиклинория на западе Киргизского хребта (рис. 1, 2).

Рис. 1.

Геологическая карта Северного Тянь-Шаня (СТШ) [9] с изменениями. На врезке – положение СТШ в структуре Урало-Монгольского пояса. 1–9 – СТШ: 1 – палео(?)- и мезопротерозойские метаморфические толщи; 2 – мезопротерозойские гранито-гнейсы; 3 – неопротерозойские, кембрийские и нижнеордовикские метаморфические толщи; 4 – кембрийские и нижнеордовикские вулканиты континентального блока (а) и океанической дуги и офиолитов Киргизско-Терскейской зоны (б); 5 – неопротерозойские и раннепалеозойские толщи Каратау-Таласской зоны; 6 – терригенные и вулканические толщи ордовика и силура; 7 – раннепалеозойские гранитоиды; 8 – верхнепалеозойские терригенные (а) и вулканогенные (б) толщи; 9 – позднепалеозойские гранитоиды; 10 – Срединный Тянь-Шань; 11 – Южный Тянь-Шань; 12 – мезозой и кайнозой (а), водоем, ледник (б); 13 – разлом; 14 – государственная граница; 15 – город. МА – Макбальский антиклинорий, БА – Бурханский антиклинорий, СТШ, СрТШ и ЮТШ – Северный, Срединный и Южный Тянь-Шань соответственно, ТФР – Таласо-Ферганский разлом, ЛН – Линия Николаева, ЮТС – Южно-Тянь-Шаньская сутура, ВЕП – Восточно-Европейская платформа, КНР – Китайская Народная Республика.

Рис. 2.

Схема геологического строения Караджилгинского массива с выделенными деформационными разностями. – породы ортотауской свиты на карте (а) и на разрезах (б); 2–5 – деформационные разности гранитоидов на карте (а) и на разрезах (б): 2 – неразгнейсованные граниты, 3 – гнейсовидные граниты, 4 – гранито-гнейсы, 5 – милониты; 6 – ориентировка сланцеватости (а), гнейсовидности (б) и линейности (в); 7 – точки отбора ориентированных образцов (а), точки наблюдения интрузивных контактов (б); 8 – места отбора проб для геохронологических исследований: авторов (а), по [3, 11] (б). На врезке: ориентировка гнейсовидности в Караджилгинском массиве и рассчитанного шарнира складки. Равноплощадная проекция (сетка Шмидта), нижняя полусфера.

Мезопротерозойский Караджилгинский массив – один из наиболее представительных и хорошо обнаженных в Северном Тянь-Шане, имеет размеры 18 × 5 км и удлинен в ЗСЗ-направлении субпараллельно простиранию складчатых структур (рис. 2). Массив слагают в различной степени деформированные породы от гранитов до милонитов. Характерны зоны милонитов. Для гнейсовидных гранитов ранее были получены оценки возраста 1131 ± 4, 1102 ± 7 и 1094 ± 8 млн лет (U–Th–Pb-метод, ID-TIMS и SHRIMP), определяющие возраст пород как позднемезопротерозойский и свидетельствующие о формировании гранитоидов в течение гренвильского тектонического цикла [3, 4, 11]. Неразгнейсованные граниты ранее не датировались. На геологических картах они объединяются в единые поля с гранито-гнейсами [6] или обозначены как палеозойские интрузии [8].

Караджилгинский массив находится в мульде синклинальной складки, сложенной мраморизованными известняками, доломитами и сланцами ортотауской свиты. В породах комплекса проявлены процессы серицитизации, микроклинизации, а во вмещающих терригенных отложениях – филлитизация пород. В литературе рассматриваются две модели строения массива. Согласно первой модели, массив является интрузивным телом и прорывает породы ортотауской свиты [1, 7]. Вторая модель основывается на вероятной тектонической природе контактов и предполагает, что массив представляет аллохтонную пластину, а осадочные породы рамы имеют более молодой возраст, чем гранитоиды [2, 4].

При проведении исследования решались следующие задачи: 1) изучение структурной позиции Караджилгинского массива и его соотношений с обрамляющими осадочными толщами; 2) расшифровка деформационных структур в пределах массива; 3) кинематический анализ деформаций в гранито-гнейсах и милонитах; и 4) уточнение возрастов наименее деформированных гранитоидов, ранее картировавшихся как палеозойские [8], и вмещающих толщ. В ходе структурных исследований проводились детальное картирование, замеры плоскостных и линейных элементов в гранитоидах и осадочных толщах, а также отбор ориентированных образцов для микроструктурного анализа. Для каждого из 120 образцов, отобранных вдоль нескольких профилей вкрест простирания структуры, было изготовлено по 2 шлифа во взаимно перпендикулярных плоскостях, ориентированных перпендикулярно гнейсовидности по направлению ее падения и простирания. Точки отбора ориентированных образцов обозначены на карте (рис. 2).

Детальное картирование позволило на нескольких участках установить интрузивные контакты Караджилгинского массива с вмещающими метаосадочными породами ортотауской свиты (рис. 2, 3). Интрузивная природа контактов подтверждается наличием апофиз гранитоидов во вмещающих породах и широким развитием контактовых метасоматитов. Поверхность контакта массива и на крыльях, и на замыкании синклинали, образованной вмещающими породами ортотауской свиты, ориентирована субсогласно слоистости вмещающих осадочных толщ. Наблюдаемые соотношения предполагают, что изначально интрузив представлял пластовое тело – силл или лакколит, внедрившийся субпараллельно слоистости осадочных пород, и в дальнейшем был деформирован совместно с ними в единую синклинальную складку. Тектонические нарушения и зоны милонитов, спорадически развитые вблизи контакта преимущественно в западной части массива, по-видимому, представляют локальные срывы, развивавшиеся в процессе деформаций на границе пород с различными реологическими свойствами.

Рис. 3.

Интрузивный контакт гранито-гнейсов Караджилгинского массива и вмещающих песчаников (а), и сланцев (б) ортотауской свиты. Расположение точек наблюдения показано на рис. 2.

Проведенные структурные исследования выявили сложное строение Караджилгинского массива, обусловленное неоднородной деформированностью пород в его пределах. Для целей структурного картирования массива нами выделялись четыре разновидности пород, различающиеся по степени деформированности и легко определяемые в обнажениях [12]. К ним относятся: неразгнейсованные граниты (в дальнейшем просто граниты), гнейсовидные граниты (foliated granite), гранито-гнейсы и милониты (рис. 4).

Рис. 4.

Деформационные разности пород Караджилгинского массива со схематичной расшифровкой структуры (верхний ряд соответствует макрофотографиям, нижний – микрофотографиям с включенным анализатором): а – гранит, б – гнейсовидный гранит, в – гранито-гнейс, г – милонит.

Граниты имеют мелко-, средне- или крупно-кристаллическую структуру, иногда с порфировидными выделениями полевого шпата. Породы лишены макроскопических признаков деформации и разгнейсования (рис. 4 а). В шлифах иногда отмечаются незначительные деформации, выражающиеся в серицитизации полевого шпата и волнистом погасании кварца. К гнейсовидным гранитам отнесены породы с незначительной переориентировкой и уплощением кристаллов полевого шпата и кварца, и отчетливой переориентировкой слюдистых минералов (рис. 4 б). Гранито-гнейсы характеризуются отчетливо выраженным удлинением и единой ориентировкой кристаллов полевого шпата и кварца, а также значительной перекристаллизацией пород (рис. 4 в). Милониты распознаются по тонкой полосчатости, отражающей максимальную степень тектонической переработки и перекристаллизации, тонкой зернистости, наиболее сильному уплощению и удлинению кристаллов, часто сопровождающихся их дефрагментацией (рис. 4 г). Оценка степени деформированности пород проводилась визуально в обнажениях и уточнялась при изучении шлифов. Полевые наблюдения показывают, что перечисленные разновидности пород связаны между собой постепенными переходами, и это предполагает их принадлежность к единому магматическому комплексу. Однако неопределенность в вопросе о возможном присутствии палеозойских интрузий в пределах Караджилгинского массива [8] требует уточнения возраста гранитов.

Для геохронологического исследования была   отобрана проба 19–52 (42°38′12.6″ с.ш. 72°10′30.9″ в.д.) из крупнозернистого гранита без признаков разгнейсования (рис. 4 а) на северном фланге Караджилгинского массива (рис. 2). U–Th–Pb-датирование цирконов осуществлялось на вторично-ионном высокоразрешающем микрозонде SHRIMP-II в Центре изотопных исследований ВСЕГЕИ им. А.П. Карпинского. Результаты анализов приведены в табл. 1 и на рис. 5.

Таблица 1.

Результаты геохронологических U–Th–Pb исследований циркона из пробы 19–52

206Pbc
%
Содержание, г/т Изотопные отношения Rho Возраст, млн лет D %
U Th 206Pb* $\frac{{^{{{\text{207}}}}{\text{Pb}}{\kern 1pt} *}}{{^{{{\text{206}}}}{\text{Pb}}{\kern 1pt} *}}$ ± % $\frac{{^{{{\text{207}}}}{\text{Pb}}{\kern 1pt} *}}{{^{{{\text{235}}}}{\text{U}}}}$ ± % $\frac{{^{{{\text{206}}}}{\text{Pb}}{\kern 1pt} *}}{{^{{{\text{238}}}}{\text{U}}}}$ ± % $\frac{{^{{{\text{207}}}}{\text{Pb}}}}{{{{{^{{{\text{23}}}}}}^{{\text{5}}}}{\text{U}}}}$ $\frac{{^{{{\text{206}}}}{\text{Pb}}}}{{^{{{\text{238}}}}{\text{U}}}}$ $\frac{{^{{{\text{207}}}}{\text{Pb}}}}{{^{{{\text{206}}}}{\text{Pb}}}}$
1.1 0.13 325 247 53.8 0.0761 1.2 2.02 1.5 0.193 0.77 0.5 1124 ± 10 1137 ± 8 1098 ± 25 –4
2.1 0.12 676 545 110 0.0774 0.8 2.02 1.1 0.189 0.66 0.6 1122 ± 7 1118 ± 7 1130 ± 17 1
6.1 0.08 833 926 138 0.0768 0.7 2.05 1.0 0.193 0.64 0.7 1132 ± 7 1140 ± 7 1116 ± 14 –2
8.1 313 142 51 0.0786 1.3 2.05 1.5 0.189 0.79 0.5 1133 ± 10 1118 ± 8 1162 ± 25 4
9.1 571 278 94 0.0769 0.8 2.03 1.1 0.192 0.70 0.7 1126 ± 7 1131 ± 7 1117 ± 16 –1
11.1 0.12 297 297 48.1 0.0776 1.3 2.02 1.5 0.189 0.79 0.5 1121 ± 10 1113 ± 8 1136 ± 26 2
3.1 0.15 512 242 77.2 0.0777 1.1 1.88 1.3 0.176 0.70 0.5 1075 ± 9 1043 ± 7 1139 ± 21 8
4.1 1.35 349 235 56.6 0.0776 2.3 2.02 2.4 0.189 0.77 0.3 1122 ± 16 1115 ± 8 1137 ± 45 2
5.1 0.43 894 491 133 0.0757 1.0 1.81 1.2 0.173 0.62 0.5 1048 ± 8 1030 ± 6 1086 ± 20 5
10.1 1.46 496 201 62 0.0786 2.3 1.58 2.8 0.146 1.61 0.6 961 ± 18 876 ± 13 1162 ± 46 25
7.1 9.38 339 180 57.1 0.0763 32.9 2.06 33.2 0.196 3.85 0.1 1136 ± 227 1155 ± 41 1102 ± 659 –5
12.1 6.20 792 450 129 0.0744 8.3 1.95 8.3 0.190 1.02 0.1 1097 ± 56 1121 ± 11 1051 ± 167 –7

Pbс – обыкновенный Pb; Pb* – радиогенный Pb; Rho – коэффициент корреляции ошибок 207Pb/235U – 206Pb/238U. Ошибки измерений изотопных отношений даны в процентах на уровне 1σ. Номера анализов в таблице соответствуют номерам зерен на рис. 5 а. D – дискордантность 100х(1-(возраст206Pb/238U)/( возраст207Pb/206Pb)). При расчете среднего возраста по отношению 207Pb/206Pb учитывались только анализы с дискордантностью менее 5% (1.1, 2.1, 6.1, 8.1, 9.1 и 11.1). На график с конкордией (рис. 5 б) не вынесены анализы 7.1 и 12.1 с высокими значениями 206Pbc и большими ошибками.

Рис. 5.

(а) Микрофотографии кристаллов циркона из пробы гранита 19–52, выполненные в режиме катодолюминесценции. Кружками обозначены датированные участки. Номера зерен отвечают номерам анализов в табл. 1. (б) Диаграмма с конкордией для цирконов из пробы 19-52. Аналитические данные приведены в табл. 1.

Изучение на электронном микроскопе CamScan MX 2500S показало, что кристаллы циркона имеют близкую к идиоморфной форму с хорошо сохранившимися гранями. Размер кристаллов составляет 100–300 мкм; коэффициент удлинения варьирует в пределах 1.2–5. В режиме катодолюминесценции цирконы имеют свечение от слабого до умеренного. Для внутреннего строения зерен характерна осцилляторная зональность с элементами секторальной, что типично для цирконов магматического происхождения (рис. 5 а). Метаморфические каймы не наблюдались. На магматическое происхождение кристаллов указывают и высокие значения Th/U-отношения, изменяющиеся в пределах 0.4–1.1 [14]. Было произведено датирование 12 зерен. Расположение на диаграмме с конкордией эллипсов, отвечающих изотопному составу 10 зерен циркона, аппроксимируется дискордией, верхнее пересечение которой с конкордией соответствует возрасту 1121 ± 13 млн лет при СКВО = 1.14 (рис. 5 б, табл. 1), принимаемому нами за возраст кристаллизации гранитов. Два зерна, не учтенные при расчете возраста и не вынесенные на диаграмму, характеризуются большой ошибкой и не влияют на определение возраста и величину ошибки (табл. 1). Средний возраст по отношению 207Pb/206Pb, рассчитанный по шести анализам, имеющим дискордантность менее 5%, равен 1124 ± 15 млн лет при СКВО = 0.87.

Полученная оценка возраста гранита близка к оценкам возрастов гранито-гнейсов в других частях массива (рис. 2) [3, 11] и свидетельствует, что, независимо от степени деформированности, все гранитоиды Караджилгинского массива принадлежат к единому мезопротерозойскому магматическому комплексу. Предполагавшееся присутствие палеозойских гранитных интрузий в Караджилгинском массиве [8] нашими данными не подтверждается.

Основные характеристики внутреннего строения массива отражены на составленной карте (рис. 2). Породы с различной степенью деформированности слагают чередующиеся в плане зоны преимущественно ЗСЗ-простирания, ориентированные субпараллельно длинной оси массива, а на СЗ-окончании массива они образуют центриклинальное замыкание. На замыкании синклинали углы падения гнейсовидности варьируют от 20° до 60°, в целом повторяя ориентировку контактов массива и пластов во вмещающих толщах (рис. 2, разрез А–Б). На южном фланге массива преобладают северные падения гнейсовидности, а на северном фланге – южные падения. Шарнир складки, рассчитанный по диаграмме полюсов к гнейсовидности, погружается под углом 45° к юго-востоку (рис. 2, врезка). Близкие углы погружения шарнира около 30°–40° наблюдаются также в обнажениях на СЗ-окончании массива. Азимут простирания оси синклинали варьирует в пределах 270°–300°. В восточном направлении складка становится более сжатой с углами падения крыльев от 50° до субвертикальных и характеризуется заметно большим распространением наиболее деформированных пород – милонитов (рис. 2, разрез В–Г).

Субпараллельная ориентировка гнейсовидности, контактов массива и напластования во вмещающих толщах и совместная деформация их в единую синклинальную структуру, предполагают, что разгнейсование и сопутствующие пластические деформации предшествовали формированию синклинали и происходили в результате перемещений по пологим поверхностям в пределах пластового интрузивного тела. По данным [11], пластические деформации и формирование гнейсов и милонитов в мезопротерозойских массивах СТШ происходили вскоре после внедрения интрузивов, но вопрос о возрасте этих деформаций требует уточнения. Синклинальная складка, в которую смяты породы Караджилгинского массива (рис. 2), по своим морфологическим характеристикам сходна с крупными складками, наблюдаемыми в нижне-среднеордовикских толщах к северу от массива [4], свидетельствуя, что синклиналь могла быть сформирована в средне-позднеордовикское время в ходе каледонского орогенеза Северного Тянь-Шаня.

Микроструктурный анализ гранито-гнейсов и милонитов в шлифах показал широкое развитие зон с пластическими деформациями кварца, которые проявлены в виде волнистого погасания и субзерновой структуры [5, 15]. Преобладает порфирокластическая структура, где крупные порфирокласты окружены мелкими перекристаллизованными зернами. Зерна полевого шпата нередко разбиты трещинами, однако в большей части образцов гранито-гнейсов и милонитов порфирокласты ведут себя пластично: у зерен есть волнистое погасание и деформационные двойники, по которым развиваются кинкбанды. На микроуровне наблюдаются признаки пластической деформации кварца в ассоциации с компонентами хрупкой и хрупко-пластической деформацией полевого шпата. Переходная зона от хрупких к пластическим деформациям занимает широкий температурный диапазон. Для пород, богатых кварцем и полевым шпатом, этот переход соответствует интервалу примерно от 300° для кварца до 450°C для полевого шпата [10]. При повышении температуры, когда и полевой шпат, и кварц ведут себя пластично, начинается формирование гнейсов и милонитов.

Важными индикаторами направлений перемещений являются микроструктуры типа σ и δ, C/S-структуры, слюдяные “рыбки” и асимметричные микроскладки. Анализ их ориентировки показывает, что на стадии формирования гнейсовидности перемещения происходили преимущественно в субмеридиональном направлении. Смещения в субширотном направлении, зафиксированные лишь в двух образцах, играли резко подчиненную роль.

Результаты проведенного исследования позволяют сделать следующие выводы. Караджилгинский массив, рассматривающийся нами как типовой для мезопротерозойских гнейсовых комплексов Северного Тянь-Шаня, не является аллохтонной пластиной, а представляет интрузив, прорывающий мезопротерозойские осадочные толщи. Все гранитоиды, вне зависимости от степени деформированности, имеют близкие возрасты около 1.1 млрд лет; палеозойские граниты в массиве отсутствуют. Возраст терригенно-карбонатных пород ортотауской свиты, вмещающей массив, оценивается в пределах ~1170–1130 млн лет – по возрасту наиболее молодых зерен обломочного циркона в породах свиты [13] и возрасту прорывающих ее гранитов ([11] и эта статья). Караджилгинский массив изначально представлял пластовое интрузивное тело, внедрившееся субпараллельно напластованиям вмещающих толщ, и в дальнейшем был совместно с ними деформирован в синклинальную складку. Массив имеет сложное строение и крайне неоднородный характер деформаций, выражающихся в чередовании зон гнейсов, милонитов и неразгнейсованных гранитов. Пластические деформации и разгнейсование происходили в результате перемещений в субмеридиональном направлении и локализовались вдоль пологих зон в пределах пластового интрузива до его изгиба в синклиналь.

Интрузивная природа и пластовая форма массивов, крайне неоднородное распределение пластических деформаций и присутствие разновозрастных структурных парагенезисов являются определяющими характеристиками мезопротерозойских гнейсовых комплексов Северного Тянь-Шаня.

Список литературы

  1. Бакиров А.Б., Гесь М.Д., Дженчураева Р.Д., Киселев В.В., Максумова Р.А., Мезгин И.А., Пак Н.Т., Сабельников С.Е., Сакиев К.С. Геодинамика и оруденение Тянь-Шаня (Кыргызстан). Бишкек: Илим, 2014. 280 с.

  2. Гесь М.Д. Террейновая структура и геодинамическая эволюция каледонид Тянь-Шаня. Бишкек: Институт геологии НАН КР, 2008. 159 с.

  3. Дегтярев К.Е., Третьяков А.А., Рязанцев А.В., Ко-тов А.Б. Среднерифейские гранитоиды западной части Киргизского хребта (Северный Тянь-Шань): Структурное положение, строение, обоснование возраста // ДАН. 2011. Т. 441. № 2. С. 219–223.

  4. Дегтярев К.Е., Рязанцев А.В., Третьяков А.А., Толмачева Т.Ю., Якубчук А.С., Котов А.Б., Сальнико-ва  Е.Б., Ковач В.П. Строение каледонид Киргизского хребта и тектоническая эволюция Северного Тянь-Шаня в позднем докембрии – раннем палеозое // Геотектоника. 2014. № 6. С. 3–38.

  5. Кирмасов A.B. Основы структурного анализа. Москва: Научный мир, 2011. 367 с.

  6. Осмонбетов К.О. (Ред) Геологическая карта Киргизской ССР, масштаб 1 : 500 000. Ленинград: ВСЕГЕИ, 1980.

  7. Стратифицированные и интрузивные образования Киргизии. Ред. Осмонбетов К.О., Кнауф В.И., Королев В.Г. Т. 1. Фрунзе: Илим, 1982. 357 с.

  8. Турсунгазиев Б.Т., Петров О.В. Геологическая карта Кыргызской республики, масштаб 1:500 000. Санкт-Петербург: ВСЕГЕИ, 2008.

  9. Alexeiev D.V., Kröner A., Kovach V.P., Tretyakov A.A., Rojas-Agramonte Y., Degtyarev K.E., Mikolaichuk A.V., Wong J., Kiselev V.V. Evolution of Cambrian and Early Ordovician arcs in the Kyrgyz North Tianshan: Insights from U-Pb zircon ages and geochemical data // Gondwana Res. 2019. V. 66. P. 93–115.

  10. Fossen H., Cavalcante G.C.G. Shear zones – A review // Earth-Science Reviews. 2017. V. 171. P. 434–455.

  11. Kröner A., Alexeiev D.V., Rojas-Agramonte Y., Hegner E., Wong J., Belousova E., Mikolaichuk A.V., Seltmann R., Liu D., Kiselev V.V. Mesoproterozoic (Grenville-age) terranes in the Kyrgyz North Tianshan: Zircon ages and Nd–Hf isotopic constraints on the origin and evolution of basement blocks in the southern Central Asian Orogen // Gondwana Res. 2013. V. 23. P. 272–295.

  12. Passchier C.W., Myers J.S., KrönerA. Field geology of high-grade gneiss terrains. Berlin Heidelberg: Springer-Verlag, 1990. 151 p.

  13. Rojas-Agramonte Y., Kröner A., Alexeiev D.V., Jeffreys T., Khudoley A.K., Wong J., Geng H., Shu L., Semiletkin S.A., Mikolaichuk A.V., Kiselev V.V., Yang J., Seltman R. Detrital and igneous zircon ages for supracrustal rocks of the Kyrgyz Tianshan and palaeogeographic implications // Gondwana Res. 2014. V. 26. P. 957–974.

  14. Rubatto D. Zircon: The Metamorphic Mineral // Reviews in Mineralogy & Geochemistry. 2017. V. 83. P. 261–295.

  15. Trouw R.A., Passchier C.W., Wiersma D.J. Atlas of Mylonites and related microstructures. Berlin Heidelberg: Springer-Verlag, 2010. 322 p.

Дополнительные материалы отсутствуют.