CC BY
6ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ НАУКИ
УДК 902.66
ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ И УРАН/СВИНЦОВЫЕ ДАТИРОВКИ ДОКЕМБРИЙСКИХ
ОТЛОЖЕНИЙ ВОСТОЧНОЙ ЧАСТИ ХРЕБТА ДЖЕТЫМ (СРЕДИННЫЙ ТЯНЬ-ШАНЬ)
СейитказиевН.'2'4, Кметь1 Л.В., Тербишалиева Б. 2'3'4 Кыргызский горно-металлургический институт им. акад. У.
Асаналиева при КГТУ им И. Раззакова.
Северо-Кыргызская геологическая экспедиция, пгт Ивановка, Кыргызстан.
Институт геологии Потсдамского Университета, Потсдам, Германия Институт геологии НАН КР, Бишкек, Кыргызстан
GEOLOGICAL STRUCTURE AND U/PB ISOTOPE DATING AGE OF THE PRECAMBRIAN DEPOSITS IN THE EASTERN PART OF THE DJETYM RANGE, MIDDLE TIEN-SHAN
N. Seitkaziev1'2, L.V. Kmet1, B. Terbishalieva2'3'4,
Institute of Mining and Mining Technologies named after Academician U. Asanaliev, Kyrgyz State Technical University named after I. Razzakov. Chui 215, 720001 Bishkek, Kyrgyzstan
Northern - Kyrgyz Geological Expedition, Ivanovka, Chu area, 7 25008, Kyrgyzstan University of Potsdam, Institute of Geosciences,
Potsdam, D-14476, Germany Institute of Geology, National Academy of Sciences, Bishkek, 720481, Kyrgyzstan
DOI: 10.31618/ESSA.2782-1994.2022.1.84.304
Абстракт. По результатам проведенных исследований, а также изотопному датированию докембрийских отложений восточной части хребта Джетым, авторы пришли к следующим выводам:
1.Вулканоплутонический комплекс Большого Нарына (КБН), представлен дифференцированной известково-щелочной серией эффузивов, включающих субвулканические силлы риолит-порфиров и габбро-долеритов. В лавах состав пород от основного и до кислого, находится в резко подчиненных количествах. В силлы основном представлены исключительно кислого состава. Положение пород КБН на различных петрохимических диаграммах свидетельствует, что все они принадлежат к внутриплитным образованиям.
Преобладающий (модальный) возраст вулканитов и комагматичных субвулканических тел КБН составляет по 238U/206Pb 725 ±25 млн лет.
Плагиограниты Верхнеарчалинской интрузии, с 238U/206Pb возрастом 743±7 млн лет по своему составу близки к силлам КБН, и видимо вместе с последними принадлежали к единой магматической провинции.
Впервые полученные датировки из детритовых цирконов бординской толщи и интрузивные соотношения последней с Верхнеарчалинской интрузией, позволяет оценить ее возраст как рифейский.
Abstract. Based on the results of research conducted, as well as the isotopic dating of the Precambrian deposits of the eastern part of the Djetim Range, the authors came to the following conclusions:
The volcano-plutonic complex of the Big Naryn (BNC) is represented by a differentiated calc-alkaline series of volcanic and intruded subvolcanic sills of porphyritic rhyolites and gabbro-dolerites. The composition of lavas varied from basic to acidic. The sills are mainly represented by the acidic composition. The position of BNC rocks in various petrochemical diagrams indicates that all of them belong to intra-plate origins.
The BNC lavas and subvolcanic sills crystallization age is 725 ±25 Ma.
The plagiogranit of the Upper Archaly eintrusion is 743 ± 7 Ma (238U/206Pb), thesis similar to the composition of BNC sill, and they belonged to a single igneous province.
For the first time, the isotope dating from the detrital zircons of the Bordu suite and the relationships to the Upper Archaly intuition gives idea that depositional age of the Bordu suite is the Riphean time.
Ключевые слова: Срединный Тянь-Шань, поздний протерозой, вулканогенные образования, изотопные датировки, геохимия породообразующих и редкоземельных элементов
Keywords: Middle Tien Shan, Late Proterozoic, volcanogenic formations, isotopic dating, geochemistry of major and trace elements
Введение
В период с 2012-2016 гг Северо-Кыргызская геологическая экспедиция проводила
среднемасштабную геологическую сьемку восточной части хребта Джетым (рис.1). Благодаря тесному сотрудничеству с Геологоразведочным
факультетом и Геологическим институтом Потсдамского Университета у нас появилась возможность провести детальные
петрографические, а также уран/свинцовое датирование докембрийских отложений. Полученные результаты позволили перейти от
умозрительных межрегиональных корреляций к прямой оценке возраста и геодинамических обстановок изученного района в докембрии.
Стратиграфическая характеристика
докембрийских отложений Джетымской синформы
Оба таксона упоминались С.С. Шульцем и О.И. Сергуньковой еще в 30_х годах прошлого века, но впервые систематически описаны В.Г. Королевым (1972). Исследователи региона неоднократно отмечали, что наряду с
позднерифейскими кислыми эффузивами в разрезе встречаются силлы и секущие тела жерловых фаций (Киселев, Королев,1967; Додонова и др., 1972; Королев, Максумова,1984; Сагындыков, Судоргин, 1984; Киселев, 2009), являющиеся комагматами вулканитов. Таким образом, придерживаясь формального описания, следует говорить о вулкано-плутоническом комплексе Большого Нарына (КБН).
Рис. 2. Схема геологического строения восточной части хребта Джетым 1а - четвертичные отложения, 1б - неоген-палеогеновые отложения; 2- терригенные среднепалеозойские отложения Сонкуль-Турукского прогиба; 3 - среднепалеозойские отложения карбонатной платформы; 4 - тезская свита, верхний ордовик; 5 - объединенные отложения нижнего кембрия -среднего ордовика, 6 - диамиктиты джетымтауской свиты, венд; 7 - вулканоплутонический копмлекс Большого Нарына, поздний рифей; 8 - бординская толща, рифей, 9 - Верхнеарчалинский массив плагиогранитов, проздний рифей; 10 - каледониды Северного ТШ, 11 - Линия Николаева; 12 - тектонические покровы; 13 - взбросы, надвиги, 14 - прочие разломы, включая сдвиги; 15 - места
отбора геохронологических проб и их номер.
2.1 Вулкано-плутонический комплексе Большого Нарына (КБН).
В пределах Джетымской синформы нижние контакты КБН всегда тектонические, но западней (хр. Нарынтоо, р. Ирису) так и восточней (хр.Акшийряк, р.Куйлю-южная) описываемой территории выявлены участки, где кислые вулканиты с горизонтом аркоз в основании перекрывают кварциты и мраморы
метаморфического комплекса Куйлю (Королев, Максумова, 1984; Сагындыков и др., 1988).
В нижней части КБН, мощностью не менее 1150 м, наряду с резко преобладающими лавами и туфами риолитового и риодацитового состава присутствуют потоки базальтов и андезитов. В лавах кислого состава преобладают флюидальные разности флюидальные, розово-серые, зеленорозовые (рис. 4А; 5а).Им подчинены светлосерые и светло-зеленые массивные риодациты с
редкой вкрапленностью порфировых выделений полевых шпатов и кварца, размером до 1 мм(рис.5b-5e).Верхняя толща весьма однородна и сложена исключительно игнимбритами (рис. 4Б), ее видимая мощность не превышает 500 м. Силлы
риолит-порфиров и габбро-долеритов
локализованные преимущественно в нижней пачке, или непосредственно на контакте с вышележащими игнимбритами (рис.3).
Рис. 3. Схема сопоставления разрезов вулканоплутонического КБН восточной части хребта Джетым.
Изученная территория вряд ли превышает 20% площади распространения данного таксона в целом, и тем не менее наши наблюдения полностью согласуются с обобщенным описанием разреза КБН (Додонова и др., 1972). Некие различия скорее связаны с латеральными вариациями составов. Действительно, как отмечают упомянутые исследователи, в нижней части разреза преобладают лавы, среди которых наряду с риодацитами присутствуют андезиты (в нашем случае - базальты). Вверх по разрезу лавы вытесняются вулкано-терригенными отложениями и пирокластическими породами. Породы субвулканической и жерловой фаций сложены риолитпорфирами, гранофирами и
лейкократовыми микрогранитами. Общая мощность вулканитов оценивается ими в 2500 м. И, наконец, кровля свиты (а соответственно, завершение позднерифейского вулканизма) фиксируется несогласным налеганием джетымской серии венда (Додонова и др., 1972). По мнению (Митрофанов, 1982; Сагындыков, Судоргин, 1984; Киселев, 2009) в разрезе КБН присутствует как минимум два уровня вулканитов, разделенные терригенными и вулкано-терригенными отложениями. К обсуждению данной стратиграфической схемы мы вернемся при описании строения ядра синформы.
2.1.1 Петрографическая характеристика пород Риолиты и риодациты флюидальные (рис^), чаще всего порфировые. Крупные интрателлурические вкрапленники от 4-7 мм до 10мм часто сильно трещиноватые оскольчатой,
иногда идиоморфной формы, представлены кварцем и калишпатом пертитом, реже плагиоклазом: соотношения кварца и калишпата один к одному, иногда несколько преобладает кварц. Структура основной массы микрофельзитовая, крипто-микрокристаллическая. Встречаются разности с многочисленными мелкими литофизами гранобластового кварца и тонкодисперсного рудного минерала, возможно за счет вторичной кварцитизации.
Риолиты и риодациты массивныеобычно мелкопорфировые (рис^Ь^), отличаются идиоморфной формой вкрапленников кварца и калишпата (который альбитизирован в различной степени) размером до 1мм, количества феннокристаллов менее 10% объема породы. Основная масса от микрофельзитовой до микрокристаллической.
Базальты темно-зеленые массивные порфировые, как правило метасоматически измененные. Вкрапленники представлены моноклинным пироксеном (авгит), образующий хорошие идиоморфные призмы размером 0.5-1мм, почти бесцветные, со слабым зеленоватым оттенком. Основная масса имеет интерсертальную структуру. Состоит из плагиоклаза - 53 %, моноклинного пироксена - 30 %, хлоритизированного стекла - 15 %, рудного минерала - 2 %. Плагиоклаз образует вытянутые лейсты, соссюритизирован, отдельные зерна замещены альбитом. Рудный минерал встречается в виде рассеянной вкрапленности. По тонким трещинам развивается хлорит.
Рис. 4. Вулканиты КБН, северный склон хребта Джетым, р. Кызыл Бель: а) флюидальные риолиты нижней толщи; б) глыба игнимбрита из верхней толщи.
Туфы риолитов и риодацитов лито-витро-кристаллокластические, витро - литокластические псаммито-псефитовые кристаллокластические псаммитовые алеврито-псаммитовые.
Литокластические обломки представлены фельзитами, микрофельзитами, вторичными кварцитами, мелкопорфировыми риолитами и известняками с микрокристаллической структурой, кристаллокластические- в основном кварцем, редко плагиоклазом и калишпатом. В
кристаллокластических туфах резко преобладают обломки кварца, плагиоклаз встречается редко, связующая масса сильно серицитизирована.
Игнимбриты риолитового состава преимущественно афировые, с фельзитовой и микрофельзитовой, криптокристаллической
структурой и псевдофлюидальной текстурой. Среди них встречаются разности с теневой структурой спекшегося витротуфа степень спекания различная, форма обломков рогульчатая, серповидная, клиновидная размера от 0,2- до 1,5мм, в более спёкшихся разностях стенки пустот сильно вытянуты. Наблюдаются едва заметные более светлые фъяммеподобные линзы от 1- до 2,5 мм. Некоторые разности содержат до 10% кристаллов кварца, реже альбитизированного калиевого шпата, идиоморфной и оскольчатой формы размером от 0,2- до 2,5 мм
Игнимбриты риодацитового и дацитового состава характеризуются более темным цветом по
сравнению с риолитовыми игнимбритами. Структура: криптокристаллическая, фельзитовая, текстура: псевдофлюидальная. Хорошо заметны ликвационные линзы и фъямме, отличающиеся микроструктурными особенностями, цветом и составом. Форма фъямме амёбовидная, линзовидная, полосчатая, часто с растрёпанными краями, некоторые из них сохраняют пемзовую внутреннюю структуру. Иногда фъямме, обогащённые тонкодисперсным рудным веществом, имеют более темный цвет. Кристаллы представлены кварцем, плагиоклазом, реже КПШ полностью замещённым альбитом. Количество кристаллов различно, до 15 % в отдельных разностях, размер от 0,25 до 2,5 мм. Форма изометричная, оскольчатая и неправильная с извилистыми очертаниями. Связующая масса имеет теневую структуру спёкшегося витротуфа
Субвулканические риолиты и риолит-порфиры Структура мелкопорфировая, порфировая в эндоконтактовых зонах и маломощных телах -мелкопорфировая, афировая, иногда с перлитовой отдельностью в зоне эндоконтакта структура основной массы от фельзитовой до микрогранофировой и гранофировой. Редкие мелкие вкрапленники размером до 0,5мм представлены кварцем, калишпатом, иногда почти полностью альбитизированным, редко встречается плагиоклаз.
Рис. 5. Шлифы риодацитов нижней толщи. Основная масса криптомикрокристаллическая. Фенокристы (от 0,4 до 10мм) идиоморфные, не превышают 10% от объема породы, представлены кварцем, полевой
шпат в соотношении 1: 1.
В центральных частях более мощных тел первой генерации размер до 4 мм, преобладает фенокристаллы нескольких генерации составляют ортоклаз-пертит, в подчинённом количестве кварц, до 15-20 % объема породы. Среди крупных зерен иногда корродированный размером до 3 мм,
изредка присутствует микропегматитовые срастания кварца и ортоклаза, единичные зерна плагиоклаза (олигоклаза); кварц второй генерации образует мелкие идиоморфные зерна.
Габбро-долеритыСтруктура субафировая. Основная масса представлена плагиоклазом и темноцветными минералами. Плагиоклаз неизмененный, темноцветные минералы, в основном, замещены хлоритом. Значительное количество зерен рудного минерала.
Породы КБН в различной степени изменены метасоматически: замещены глинисто-серицитовым агрегатом (аргиллизиты), кварц -серицитовым агрегатом, иногда содержат литофизы серицит -кварцевого и карбонат-кварцевого состава. В отдельных разностях игнимбритов наряду с фъямме (до 10% породы) и редкими кристаллами кварца и плагиоклаза, присутствует большое количество овальных, округлых, неправильных пустот от 2 - до 4 мм, выполненных гранобластовым кварцем, с каёмками рудного минерала- вторичная кварцитизация. Встречаются пропилитизированные породы с агрегатами хлорит, эпидот, альбит, карбонатного состава и карбонатсерицит-кварцевого. В силллах метасоматические процессы проявляются в серицитизации и вторичном окварцевании различной интенсивности виде просечек или гнёзд серицит-кварцевого состава
2.1.2 Изотопные датировки и возможные варианты оценки возраста
Позднерифейский возраст с интервалом 842692 млн. лет надежно документирован 12
уран/свинцовыми датировками, 4 из которых характеризуют изученную нами территорию (рис.3; табл. 1). Вместе с тем, остается открытым вопрос, интервал в 140 млн.лет является действительным временем проявления кислого наземного вулканизма в СрТШ, или это разброс, обусловленный разрешающей способностью различных методов. Отстаивается мнение, что наземный вулканизм проявлялся дискретно и КБН включает как минимум два самостоятельных возрастных уровня: 820 ±20 млн.лет и 700 ±20 млн.лет (Киселев, 2009). В пределах изученной территории новая датировка (Приложение; проба ХГ-4,) полностью согласуется с ранее полученными значениями (табл. 1; проба Ва -133, Ва-150) и убеждают нас в том, что как для нижних лава, так и силлов гранит-порфиров можно принять модальное значение возраста 725 ±25 млн лет. В цирконах из пробы Ва -133 наряду с внешними зонами, возраст которых составляет 728±16 млн лет присутствуют ядерные (реликтовые) цирконы с возрастом 849, 2114 и 2598 млн лет, что дает основание для альтернативной интерпретации имеющихся датировок. Приведенные значения для ядерных зон цирконов скорее всего отвечают термическим пикам, связанным с формированием кристаллического цоколя СрШТ, в частности с проявлением мигматитов гранитного состава в метаморфитах комплекса Куйлю (2330 млн.лет и 1850 млн.лет по ^бш^ et э1., 2017) или (2600 млн. лет и 1900 млн.лет по Киселев, 2014), а также внедрению гранитоидов сарыджазского комплекса с возрастом 820 ±20 млн.лет (Киселев, 2014).
.J
Приложение (Исходные данные по уран/свинцовым датировкам) Проба JT-3321 анализировалась в Институте геологии Потсдамского Университета методом LA-ICP MS. Лазерная абляционная система CETAC LSX-213 G2, подключенная к одноколлекторному масс-спектрометру ICP Thermo Scientific ELEMENT 2, позволила провести анализ изотопных данных U-Th-Pb циркона. Соотношения U/Pb были откалиброваны по отношению к эталонному циркону 1065 млн. лет (Wiedenbeck et al., 1995), который неоднократно анализировался во время каждой сессии. Для анализа были выбраны районы «неизвестных» цирконов. Ультрафиолетовый лазер работал с частотой импульсов 10 Гц и размером пятна 50 мкм на стандартном цирконе и 25 мкм на неизвестных. Для создания графиков конкордии и построения возрастных гистограмм использовался Isoplot 4.15 (Ludwig, 2008). Для интерпретации цирконов моложе или старше 1,0 млрд лет использовалась соотношения возраста 206Pb / 238U или 207Pb / 206Pb соответственно. Цирконы из пробы АВ-3462 анализировались с использованием многоколлекторного вторичного иона высокого разрешения SHRIMP-II массспектрометр в Центре изотопных исследований ВСЕГЕИ (г. Санкт-Петербург, РФ). Аналитик - сотрудник ВСЕГЕИ Е.Н. Лепехина
Проба JT-3321
Из пробы кварцитов бординской толщи анализировалось 20 зерен цирконов. Проба является комплексной с метаморфической историей и ксенолитной структурой цирконов. Она включает себя возрастной диапазон от 592 ± 115 до 3175 ± 75 мил лет, большинство конкордных значений концентрируются в пределах 2082 ± 120 мил лет, что показывает комплексную структуру (метаморфическую природу) цирконов. На этот интервал приходится 67 % спотных анализов 207рь/20брь % . Но есть и более молодая популяция одного спота 1Т-3321-13_ 592 ± 115 мил лет, которая является аналитической ощибкой в связи с митамиктической структуры циркона.
Споты из более древних возростов с дискордантонстью от 12 до 17%, ХТ-3321-6_ 3114.6 ± 123 мил лет и 1Т-3321-9_3175.1 ± 76.5 мил лет показывают ксенолитную характеристику внутренней структуры цирконов. Результаты 9 спотовцирконов с дисскордантностью от 15% - 35% показывает возрастной диапазон от 1Т-3321-1_ 2373.3 ± 273 мил лет до 1Т-3321-19_ 2629.8 ± 28.6 мил лет. Результаты 8 спотов, конкордантность которых вирирует от 79 до 132%, показывают вариацию основного возраста от ХГ-3321-2_ 2079.2 ± 25 мил лет до ХГ-3321-11_ 2097.6 ± 119мил лет.
8 12 16 238(J/206pb
Диаграмма с конкордией для цирконов пробы JT3321 (Tera-Wasserburg concordia).
Проба АВ 3462
Отобрана из порфировидных лейкократовых плагиогранитов в верхрье р. Арчалы. В пробе присутствуют коричневые, мутные и полупрозрачные, идиоморфные и субидиоморфные призматические кристаллы и их обломки, в некоторых наблюдаются включения и/или
трещинки. Длина их составляет 123 - 329 мкм, Ку=1,4-2,2 (фото шлифа).238и/206РЬ определения для всех цирконов дают конкордатный возраст 743 1 7 Ма. Проба варьируется по 238и/2116РЬ результатом от 3.1 734,8 1 8,2 мил лет до 4.1 748,4 1 10 мил лет с точным кристаллизационным возрастом 743 1 7 Ма.
9.1
О
3.1
О
8.1
О
О6' О
Цирконы пробы АВ 3462 с тонкой и секторальной зональностью в катодолюминесцентном
изображении (СЬ)
Канкордия диаграмма показывает кристаллизационный возраст
238и/206РЬ 743 ±7 Ма.
Заключение Вулкано-плутонический комплекс Большого Нарына, вскрывающийся в восточной части хр. Джетым, представлен дифференцированной
известковощелочной серией эффузивов, включающих субвулканические силлы
риолитпорфиров и габбро-долеритов. Как в лавовых, так и в субвулканических фациях объем пород основного и среднего состава находится в резко подчиненных количествах. Видимая мощность КБН составляет 1600-2000 м.
.J
Модальный возраст вулканитов и комагматичных субвулканических тел КБН по нашей оценке составляет 725 ±25 млн лет. Упоминавшийся в литературе возрастной уровень 820 ±20 млн лет (Киселев, 2009), по-видимому обусловлен тем, что наряду с магматическими цирконами анализировались реликтовые цирконы. Как следует из анализа цирконов пробы Ва -133 (табл.1), наряду с внешними зонами, возраст которых составляет 728±16 млн лет, в ядрах кристаллов присутствуют цирконы с возрастом 849, 2114 и 2598 млн лет.
Плагиограниты Верхнеарчалинской интрузии, как по своему составу, так и возрасту (см. Приложение) близки к силлам КБН, и видимо вместе с последними принадлежали к единой магматической провинции.
Впервые полученные датировки из детритовых цирконов бординской толщи и интрузивные соотношения последней с Верхнеарчалинской интрузией позволяет оценить ее возраст как рифейский
Список литература
1. Баженов М.Л., Буртман В.С. Позднепалеозойские деформации Тянь-Шаня // Геотеконика. 1997. N 3. С.56-65.
2. Баженов М.Л., Миколайчук А.В (2004). Формирование структуры Центральной Азии к северу от Тибета: синтез палеомагнитных и геологических данных. // Геотектоника. 2004 . No 5, c. 68-84.
3. Бискэ Ю.С. (1996) Палеозойская структура и история Южного Тянь-Шаня. И-во С-Пт. У-та, 1996. 190 с.
4. Додонова Т.А., Горецкая Е.Н., Лесков С.А. (1972) Магматизм.
Эффузивные формации // Геология СССР. Том XXV. Киргизская ССР. 1972. Кн.2. С.7-53.
5. Джолдошев Б. Стратиграфическое расчленение свиты ДжетымТоо в пределах Джетымского железорудного месторождения (Тянь-Шань)// Вопросы стратиграфии докембрия и нижнего палеозоя Киргизии. Фрунзе.
Изд-во АН КиргССР, 1964, с 23-32.
6. Жуков Ю.В. (1960). Кембрийские отложения реки Нарын и их рудоносность // Труды управления геологии и Охраны недр при Совмине Киргизской ССР. Госгеолтехиздат, 1960, сборник.1. С.20-25
7. Жуков Ю.В., Кнауф В.И., Королев В.Г., Поршняков Г.С. (редакторы). Тектоническая карта Киргизской ССР. Масштаб 1:500 000 / Киргизское производственое объединение по геологоразведочным работам. Мингео СССР, 1988. На 6 листах.
8. Киселев В.В. (2009) Протерозойские рифтогенные комплексы (порфироиды и тиллоиды) // Тектоническая эволюция и строение земной коры Тянь-Шаня и сопредельных областей Центральноазиатского складчатого пояса.
Путеводитель экскурсии. 2009. Бишкек, Кыргызстан, сс. 123-129
9. Киселев В.В. (2014) Изотопно-геохронологическое обоснование возраста комплексов. В кн: Геодинамика и орудинение Тянь-Шаня ( Кыргызстан). Ред. - Бакиров А.Б., Пак Н.Т. Бишкек «Илим». 2014, сс 228258.
10. Киселев В.В., Апаяров Ф.Х., Комаревцев
B.Т., Цыганок Э.Н., Лукашова Е.М. Изотопный возраст цирконов кристаллических комплексов Тянь-Шаня // Ранний Центральноазиатского складчатого пояса. С-Петербург. Наука. 1993. С. 99-115.
11. Киселев В.В., Королев В.Г. Позднедокембрийские вулканогенные формации Тянь-Шаня // Формации позднего докембрия и ранннего палеозоя северной Киргизии. Фрунзе, Илим. 1967, сс 3-30.
12. Королев В.Г. Геологическая карта листа К-43-95. Масштаб 1:100 000. Отчет по работам Кокджарской геолого-съемочной партии 1 953-1956 гг. Фрунзе. Фонды Госгеолагентства КР.
13. Королев В.Г. (1972) Стратиграфия. Докембрий// Геология СССР. Том XXV. Киргизская ССР. Кн.1. С. 38-73
14. Королев В.Г., Максумова Р.А. (1984) Докембрийские тиллиты и тиллоиды Тянь-Шаня. Фрунзе: Илим, 1984. 190 с.
15. Леонов М.Г., Морозов Ю.А., Стефанов Ю.П., Бакеев Р.А. (2018) Зоны концентрированной деформации (структуры цветка): натурные наблюдения и данные моделирования// Геодинамика и тектонофизика. 2018. Т. 9. № 3. С. 693-720. скн: 10.5800/СТ_2018.9.3.0368.
16. Макаров В.И. (1977). Новейшая тектоническая структура Центрального Тянь-Шаня. М.: Наука, 1977. с.172
17. Миколайчук А.В., Котов В.В., Кузиков
C.И. (1995). Структурное положение метаморфического комплекса Малого Нарына и проблема границы Северного и Срединного Тянь-Шаня // Геотектоника. 1995. N 2. С. 75-85.
18. Митрофанов Ф.П (Ред). Докембрий Средней Азии. Ленинград: Наука, 1982. 164 с.
19. Морозов Ю.А., Леонов М.Г., Алексеев Д. В. (2014) Пуллаппартовый механизм формирования кайнозойских впадин Тянь-Шаня и их транспрессивная эволюция: структурные и экспериментальные свидетельсвта// Геотектоника. 2014, № 1, с. 29-61. С. 22-31.
20. Неевин А.В., Бискэ Г.С., Неевин И.А. (2011) Стратиграфия нижнего палеозоя Сырьдарьинского континентального массива в восточной части Срединного Тянь-Шаня в связи с вопросами палеогеографии и геодинамики // Вестник СПбГУ. 2011. Сер.7.Вып.2. С. 21-36
21. СагындыковК. С., СудоргинА.А. (1984) Джетымский железорудный бассейн Тянь-Шаня. Фрунзе: Илим, 1984. 215 с.
22. Сагындыков К.С., Судоргин А.А., Апышев Т.А. (1988) Новые данные по стратиграфии верхнего докембрия хребта Акшийрак// Докембрий
и нижний палеозой Тянь-Шаня. Фрунзе, Илим, 1988, стр. 84-99.
23. Турсунгазиев Б.Т., Петров О.В. (гл. ред.). Геологическая карта
Кыргызской Республики, масштаб 1:500 000. Санкт-Петербург, ВСЕГЕИ. 2008.
24. Janousek, V. Farrow, C. M. &Erban, V. 2013. Interpretation of wholerock geochemical data in igneous geochemistry: introducing Geochemical Data Toolkit (GCDkit). Journal of Petrology 47(6):1255-1259.
25. Kroner, A., Alexeiev, D.V., Kovach, V.P., Rojas-Agramonte, Ya., Tretyakov, A.A., Mikolaichuk, A.V., Xie, H.Q., Sobel, E.R., 2017. Zircon ages, geochemistry and Nd isotopic systematics for the Palaeoproterozoic 2.3 to 1.8 Ga
Kuilyu Complex, East Kyrgyzstan - the oldest continental basement fragment in the Tianshan orogenic belt. Journal of Asian Earth Sciences 135, (2017) 122-135.
http ://dx. doi.org/10.1016/j.j seaes.2016.12.022
26. Le Bas, M.J. Le Maitre, R.W. Streckeisen, A. Zanettin, B. 1986. Achemical classification of volcanic rocks based on the total alkali silicadiagram. Journal of Petrology 27, 745-750.
Ludwig, K.R. 2009. Isoplot/Ex version 3.0. A geochronological toolkit for Microsoft Excel: Berkeley Geochronology Center Special Publication.
27. Maniar, P.D., Piccoli, P.M., 1989. Tectonic Discrimination of Granitoids.
Geological Society of America Bulletin, 101, 635643. doi: 10.1130/00167606(1989)101<0635:TDOG>2.3.CO;2
28. Mikolaichuk A.V., Apayarov F.Kh., Buchroithner M.F., Chernavskaja
Z.I., Skrinnik L.I., Ghes M.D., Esmintsev A.N., Neyevin A.V., and Charimov T.A 2008. Digital Geological Map of the Khan Tengri Massif (Kyrgyzstan), ISTC Project No KR-920. http://www.kyrgyzstan.ethz.ch/other-projects/istc-proj ect-nokr-920/
29. Pearce, J. A. & Norry M. J. 1979. Petrogenetic implications of Ti, Zr, Y, and Nb variations in volcanic rocks. Contributions to Mineralogy and Petrology 69, 33-47.
30. Pearce, J. A. Harris, N. W. & Tindle, A. G. 1984. Trace element discrimination diagrams for the tectonic interpretation of granitic rocks. Journal of Petrology 25, 956-983.
31. Peccerillo A., Taylor S.R., 1976. Geochemistry of Eocene calc-alkaline volcanic rocks from the Kastamonu area, Northern Turkey. Contributions to Mineralogy and Petrology 58, 64-81. doi: 10.1007/BF00384745
32. Rollinson, Hugh R. 1993. Using Geochemical Data: Evaluation, Presentation, Interpretation (Longman Geochemistry). Singapore, 1993, Pearson Education Asia (Pte) Ltd. ISBN 0 582 06701 4.
33. Terbishalieva B., Timmerman M.J., Mikolaichuk A., Altenberger U., Slama J., Schleicher A.M., Sudo M., Cichy S. B., Sobel E., 2019. Calc-alkaline geochemistry and 726-728 Ma (Cryogenian) U-Pb zircon ages of the volcanic Big Naryn Complex in the East Djetim-Too Range of the Middle Tienshan, Kyrgyzstan. (Submited in the Journal of Asian Earth Sciences, JAES-D-19-00438).
34. Wiedenbeck M, Alle P, Corfu F, Griffin WL, Meier M, Oberli F, von Quadt A, Roddick JC, Spiegel W (1995) 3 natural zircon standards for U-Th-Pb, LuHf, trace-element and REE analyses. Geostandards Newsletter 19: 1-23
