Южный Тянь-Шань: к новому геологическому синтезу

Признаки аккреции на южном фланге ЮТШ имеются также в восточном сегменте области. Здесь вдоль северной окраины Таримского континента в районе Хейиншань--Куче наблюдалась северо-вергентная надвиговая структура с участием офиолитов, силурийских (?) метапесчаников и сланцев и отложений вплоть до башкирских турбидитов (см. рис. 10 в работе (Алексеев и др., 2015)). Южнее на Таримской платформе фиксируются перерыв и грубообломочные фации визе-баш- кирского яруса (Carroll et al., 2001; Brenckle, 2004), однако надсубдукционные вулканиты не представлены. Аккреционная структура запечатана нижнемосковской молассой (Алексеев и др., 2015).

Закрытие Туркестанского океана и образование надвигового пояса Букантау -- Кокшаал -- Халыктау (320-295 млн лет). Строение пояса уже подробно описано (Бискэ, 1996), поэтому отметим лишь некоторые основные или новые моменты. На северном фланге ЮТШ конвергенция литосферных блоков отчетливо проявилась с конца раннего карбона. Представим ряд событий, устанавливаемых уже по всей длине южной окраины Казахстана.

Выведение к поверхности высокобарических метаморфитов аккреционного комплекса, произошедшее в близкие сроки по всей длине главной коллизионной сутуры ЮТШ. Ему соответствуют начало разрушения глаукофановых сланцев в Южной Фергане (Дженчураева и Гетман, 1993) в серпуховское время, а также эксгумация эклогит-содержащего комплекса, произошедшая около 316 млн лет назад в Атбашинском хребте (рис. 8) (Hegner et al., 2010) и 311 млн лет назад на р. Акеяз в китайском Тянь-Шане (Klemd et al., 2011).

В отдельных случаях обратный подъем высокометаморфизованных пород мог происходить через образование термальных диапиров уже в тылу надсубдукционного пояса. Такая модель (рис. 9 и 10) возможна для Кассанского метаморфического купола в Чаткальском хребте, наложенного на субдукционно-аккретированную структуру и проявленного внутри Срединного Тянь-Шаня (Alexeiev et al., 2016). Как было затем показано в работе (Mьhlberg et al., 2016), метаморфизм привел здесь к появлению эклогитов и вскоре к их ретроградному изменению в интервале 317313 млн лет (по данным Sm/Nd- и Ах-датировок). Разнообразные по степени изменения метаморфические породы вблизи северной сутуры ЮТШ включают, кроме кассанского комплекса, также атбашинские кристаллические сланцы, зеленосланцевую канскую и другие серии (Бакиров, 1978; Стратифицированные..., 1982; Gao and Klemd, 2003). По большей части они содержат магматические породы или перемытые из них зерна цирконов палеозойского, додевонского (Hegner et al., 2010; Rojas-Agramonte et al., 2014; Alexeiev et al., 2016) или даже серпуховского возраста (322 млн лет для меланжа Увамен на востоке ЮТШ (Wang et al., 2018)). Отметим, что на обзорных картах эти формации обычно показаны как докембрийские.

Далее, выдвижение к югу первых тектонических покровов вдоль всей южной границы Казахстана, которое началось в башкирском веке (см. рис. 8), а в начале московского века привело к соединению с Казахстаном Кызылкумо-Алайского Надсубдукционный магматизм в окраинном вулканическом поясе, главным образом в Чаткало-Кураминском районе. Первые его проявления датированы 343(?)-328 млн лет (Геология..., 1998; Alexeyev et al., 2016; Cheng et al., 2017), что приходится увязывать с обстановкой еще стабильного карбонатного шельфа на южной окраине Казахстана. Массовые проявления вулканитов и внедрение рудоносных гранитоидов Кураминского хребта (см. рис. 6) относятся к интервалу 315-- 305 млн лет (Seltmann et al., 2011; Konopelko et al., 2017b). Магматизм на южной активной окраине Казахстана, однако, не проявлен восточнее г. Нарын. Причинами этого могут быть относительная узость Туркестанского океана к этому времени на востоке и малая амплитуда поглощения океанической коры: аналогичным образом закрытие узкого Пьемонтского океана в Альпийской области почти не сопровождалось активно-окраинным вулканизмом (см., например, работу (Хаин, 1984)).

Рис. 9. Коллизионная палеозойская структура Северной Ферганы (карта построена с использованием работы (Геологическая -- , 2008))



Рис. 10. Образование аккреционного комплекса на северном фланге ЮТШ в начале среднего карбона. Аккреционная структура включает в себя эксгумированные (направление показано двойной стрелкой) и расчлененные на тектонические пластины метаморфические породы кассанского комплекса с ордовик-силурийским субстратом. Дальнейшая субдукция коры Туркестанского океана вовлекает в аккрецию среднепалеозойские внтуриокеанские вулканические постройки (южная часть профиля): а -- общая модель субдукции с обратным выведением высокобарических пород, в восточном сегменте ЮТШ (Gao and Klemd, 2003) c изменениями; б -- детализация модели применительно к западному сегменту ЮТШ в северной Фергане (см. рис. 9); sh -- шалдырские гнейсы, гранатовые амфиболиты; tr -- терексайские мраморы; sm -- семизсайские гнейсы, амфиболиты с реликтами эклогитов; is -- иштамбердинские кварциты и сланцы

Общий переход региона ЮТШ в коллизионную стадию подчеркивается статистически резким падением значений eHf (t) в магматических породах на востоке ЮТШ и его обрамления, которое произошло около 310 млн лет (Han et al., 2016) и отразило переход к образованию магм только из континентальной коры, т. е. к исчезновению океана. Геологические материалы по остальному региону ЮТШ не противоречат этим выводам.

Рис. 11. Фронтальная часть главного пояса коллизионных покровов Южного Тянь-Шаня. Под надвигами известняковых массивов девона-карбона повсеместно залегают турбидиты верхнего карбона с олистостромами: а -- Туркестанский хребет, р. Урта-Чашма; б -- Алайский хребет, южный склон у перевала Тегермач; в -- Кокшаальский хребет, р. Пикертык; г -- хребет Халыктау (восток ЮТШ), р. Кукинек и других малых континентальных блоков внутри ЮТ. В конце карбона -- начале перми были заполнены турбидитами и далее закрыты надвигами (рис. 11) последние из остаточных впадин Туркестанского океана (Бискэ, 1996; Бискэ и др., 2012).

В целом же коллизия континентальных блоков, ограничивающих ЮТШ, заняла длительное время. Мы видели, всю его территорию можно определить с первого этапа образования покровно-надвиговой структуры Зеравшано-Гиссарской части Каракум-Таджикистана (визе) и кончая закрытием последнего глубоководного флишевого бассейна, наследовавшего пассивную окраину Тарима (ассельский век). Непрерывные батиальные серии отложений вплоть до верхнего карбона (в том числе кремни и калькарениты) и начала перми (ассельские турбидиты) повсеместно вовлечены в покровно-складчатые линейные структурные комплексы и затем интрудированы гранитами в возрастном интервале 295-280 млн лет.

Такие датировки не оставляют сомнений в завершении истории ЮТШ океана до начала перми, с чем согласны авторы большинства публикаций (Han et al., 2011; Liu D. et al., 2014). Тем не менее в работах (Xiao et al., 2009, 2013; Sang et al., 2018), предложена другая оценка, согласно которой ЮТШ океан просуществовал до середины или конца триаса, а наблюдаемая структура ЮТШ пояса представляет собой аккреционный комплекс у северной границы этого бассейна.

Косвенными доводами в пользу этой позиции являются, во-первых, эффектное угловое несогласие внутри триасовых отложений западнее Турфанской впадины в китайском Тянь-Шане -- разделяющее, однако, однотипные внутриконтинентальные толщи; во-вторых, присутствие пермских офиолитов в Бэйшане; впрочем, по другим данным (Han et al., 2017), пермские базиты этого района не являются офиолитами. Более прямые аргументы в пользу триасовой коллизии в ЮТШ -- находка якобы позднепермских радиолярий в кремнистых батиальных осадках хребта Майдантаг у северной границы Тарима (Li et al., 2005), а также единичные зерна цирконов с пермскими и триасовыми (LA-ICP-MS-анализ) оболочками в метаморфитах ЮТШ сутуры в Атбашинском (Sang et al., 2017) и Наратском хребтах. В первом случае должна иметь место ошибка биостратиграфической корреляции. По нашим данным (частично опубликованным в работе (Biske and Seltmann, 2010)), в той же структурной единице на киргизской территории батиальные отложения и перекрывающие их турбидиты содержат ископаемые не моложе позднего карбона. Что касается молодых цирконовых зерен, то нельзя исключить их связь с постколлизионными термальными событиями, в том числе с частичным растяжением коры при движениях по главным сутурам (см. ниже). В детритовом материале региона соответствующие возрасты представлены очень слабо (Ren et al., 2017).

Известно также обратное представление о более ранней и неодновременной по простиранию «коллизии ножницами» (Charvet et al., 2007; Charvet et al., 2011; Ju and Hou, 2014), согласно которому на востоке китайского ЮТШ континентальные края бассейна сблизились уже в конце девона -- начале карбона, а в дальнейшем коллизия продвигалась к западу. Образу «ножниц» противоречит то обстоятельство, что позднекаменноугольный передовой прогиб на окраине Тарима прослежен на восток вплоть до района депрессии Большой Юлдуз (см. рис. 8), а идея о более ранней, уже в начале карбона, коллизионной деформации опровергается присутствием в этом районе непрерывных карбонатных разрезов девона -- карбона (Алексеев и др., 2015). Можно допускать, что флишевый передовой прогиб продолжался и восточнее, но был перекрыт поздними, вблизи конца карбона, коллизионными надвигами и полностью поглощен.

Очевидно, средне-позднедевонские тектоно-термальные события в районе восточного выклинивания (87-90° в. д.) морского палеозоя ЮТШ (Li and Xu, 2007) представляют лишь раннюю стадию коллизии. К ним относятся метаморфизм с образованием базитовых гранулитов в массиве офиолитов Юшугол--Тонхуашань около 390 млн лет (Zhang et al., 2018), граниты с возрастом 368-361 млн лет и несогласие в основании грубо-кластического нижнего карбона.

Что касается восточного продолжения ЮТШ, то в этом качестве иногда показывают более позднюю сутуру Сядон--Сяохуаншань в северной части Бэйшаня с офиолитами, образованными в интервале 368-321 млн лет и деформированными в среднем карбоне (Han and Zhan, 2017). При этом в восточном Тариме и Бэйшане нет типичных для ЮТШ хорошо развитых пассивных океанских окраин, а силур-девонские прогибы носят характер скорее задуговых (?) рифтов. Их раннее закрытие согласуется с небольшой шириной девонского ЮТШ океана на востоке, как это и принято обычно в реконструкциях положения Тарима и Казахстана (например, (Ge et al., 2014)), но скорее отрицает наше прежнее представление (Biske and Selt- mann, 2010) о расширении океана к востоку.

Вергентность коллизионной структуры

Существование главного пояса коллизионных надвигов ЮТШ, направленных к югу и наследующих в своем развитии субдукцию Туркестанского океана под Казахстанскую окраину (рис. 10), в той или иной форме признается большинством авторов (Буртман, 1976, 2015; Windley et al., 1990; Бискэ, 1996; Gao et al., 2009; Biske and Seltmann, 2010; Biske et al., 2012; Han et al., 2011, 2016; Xiao et al., 2009, 2013). Другие подчеркивают явления обратной, северной вергентности надвигов или даже считают ее основной (Charvet et al., 2007; Charvet et al., 2011; Wang et al., 2011; Lin et al., 2013; Loury et al., 2015). Следует оценить две группы явлений, которые лежат в основе второй точки зрения:

1) надвиги к северу, которые действительно проявились на ранней стадии конвергенции (визе -- средний карбон) вдоль границы ЮТШ с Каракум-Таджикским массивом (см. выше). На восточном фланге массива, внутри Восточно-Алайской структурной петли, даже намечается последовательное омоложение этих надвигов от более южных (верхних пластин) к северным (Бискэ, 1996). Еще восточнее, на окраине Тарима, надвиги этой ранней фазы вряд ли были значительными (Алексеев и др., 2015; Han et al., 2016);

2) надвиги и складки позднего этапа коллизии, секущие по отношению к раннеколлизионным структурам и к молассам верхнего карбона, также частично имели северную вергентность. Они весьма эффектны в некоторых карбонатных массивах Туркестано-Алая (рис. 12) и особенно вдоль северного фланга ЮТШ в Атбашинском хребте и Хан-Тенгри, где дополняются кайнозойским надвиганием (Бискэ и др., 1986; Христов, 1989; Jourdon etal., 2017). Эта же группа включает позднепалеозойские тектонические покровы, сместившие к северу осадочный чехол окраины Казахстана в тылу вулканического пояса (Орлов, 1980; Геологическая..., 2008; Ьоигу е1 а1., 2015). Интересно отметить, что именно такие наблюдения очень давно (см., например, (Мушкетов, 1935, с. 314)) развивались в направлении вывода о надвигании всего ЮТШ на Северный Тянь-Шань. В целом это представление ошибочно. Еще в 1960-е гг. и позже в работах (Поршняков, 1973; Буртман, 1976; Буртман, 2006) было показано, что обращенные к северу надвиги в Южной Фергане и Джанджирском хребте накладываются на син- и антиформные складки, в которых смяты поверхности ранних, собственно коллизионных, покровов.

Рис. 12. Опрокинутые к северу складки в известняках нижнего -- среднего карбона на территории бывшего Кызылкумо-Алайского микроконтинента. Алайский хребет, р. Исфайрам

Коллизионная структура ЮТШ очень напряженная. Не пытаясь делать количественные оценки, мы можем по размаху покровной тектоники сравнивать масштаб горизонтального сокращения поверхности пояса ЮТШ с масштабом этого процесса в Альпах и Гималаях и считать его явно превосходящим, например, уральский. При этом полностью «телескопирован», собран в тектонические покровы осадочный чехол внутренних блоков типа Алайского и Борколдойского, также северной окраины Каракум-Таджикистана, а поддвиг Таримского шельфового чехла к северу практически достигает офиолитовой сутуры ЮТШ, как это видно в окнах Мерц бахера (79-80° в. д.) (Христов, 1989) и Большого Юлдуза (Алексеев и др., 2015). Повторим, что можно ставить вопрос о продолжении передового прогиба (флиш конца карбона -- начала перми) под надвигами далее к востоку. Не исключено при этом поглощение нижней корой (и частично мантией?) не только океанской и переходной коры, но и целых микроконтинентов.

Возраст и динамика постколлизионного магматизма

На период 310-300 млн лет приходится не только максимум коллизионных событий, в том числе нагромождение коровых пластин, поднятия в рельефе, образование моласс передовых и тыловых прогибов, но также некоторое ослабление магматизма, весьма активного на прежних окраинах континентов в конце карбона (Long et al., 2011; Seltmann et al., 2011; Konopelko et al., 2017). Период раннепермского магматизма, происходивший в пределах пояса ЮТШ и близких территорий примерно после 300 млн лет, представляет собой особый постколлизионный этап. Ранее (Би- скэ и др., 2013) мы обсуждали условия проявления этого магматизма в Тянь-Шане. Связь его с плавлением утолщенной коры и частичным растяжением орогена, по-видимому, общепризнана. Массивы гранитоидов хотя и представлены отдельными узлами, но в целом образуют пояс, ориентированный по простиранию коллизионной системы ЮТШ и захватывающий также его обрамление. Однако пермский магматизм Тянь-Шаня, при естественном доминировании гранитов, отличается значительным разнообразием, здесь представлены как все основные типы гранитоидных, так и высокощелочные формации, до нефелиновых сиенитов, а также обширные излияния базальтов, габброидные и гипербазитовые интрузии.

В последние годы получен большой материал, уточняющий возраст и природу позднепалеозойских магматических и метаморфических процессов.

Постколлизионные гранитоиды. В юго-западном обрамлении ЮТШ раннепермские граниты наследуют зону раннекарбоновой активной окраины Каракум-Таджикского континента (см. выше, раздел 6). Большой гранитный Гиссарский батолит и другие массивы включают раннеколлизионную фазу (321-312 млн лет) гранитов с низкими положительными значениями eNdt (Konopelko et al., 2017). В постколлизионное время, 305-270 млн лет назад и максимально около 290 млн лет назад, здесь и на соседних территориях бывшего Каракум-Таджикского континента внедрились близкие по составу I-гранитоиды, но также и S-гранитоиды, уже неодим-отрицательные. В период 290-270 млн лет образованы основные дайки и трубковые тела, сопоставляемые с базитами Таримского плюма (Konopelko et al., 2015; KдЯner et al., 2016).

К внутренней части ЮТШ относятся разнообразные I-, S- и A-граниты, грано-диориты, монцониты и сиениты Туркестано-Алайского хребта. Они также имеют возраст в пределах 287-275 млн лет, редко до 264 ± 5 млн лет (Glorie et al., 2011; Konopelko et al., 2018), отрицательные (до -8) значения eNdt и модельные Sm/Nd- возраста 1780-1060 млн лет, т. е. образованы при значительном участии материала протерозойской континентальной коры. Граниты ювенильного происхождения, по-видимому, редки, однако по крайней мере в Султануиздаге гранодиориты Актау (возрастом 277 млн лет) показали eHf около 11 (Dolgopolova et al., 2016).

В пределах бывшей северной окраины ЮТШ, в Кураминском хребте, раннеколлизионные граниты датированы интервалом 315-305 млн лет назад (Konopelko et al., 2017), а за ними с перерывом следуют раннепермские вулканиты и интрузии. К последним относятся восточнее Сонкульские граниты и диориты возрастом 290-293 млн лет (De Grave et al., 2011), а также тоналиты возрастом 282 млн лет, запечатавшие офиолитовую сутуру ЮТШ на северном склоне Атбашинского хребта (Glorie et al., 2011). В северном ее крыле на территории Китая (р. Музарт) получен возраст около 293 млн лет для гранодиорит-монцонитов плутона Аласан со значениями eNd_t, которые не превышают -5...-6 (Gu et al., 2012). А-граниты (возрастом 299-270 млн лет) встречаются в северном обрамлении восточного ЮТШ в хребте Нарат и близ депрессии Кумыш, а также далее к востоку, но здесь они неодим-по- ложительные (значения eNd_t до 11) (Han and Zhao, 2017).

Особую группу образуют постколлизионные (возрастом 296-275 млн лет) А-граниты типа рапакиви, а также щелочные сиениты и лейкограниты, иногда чарнокиты, вскрытые в центральном и восточном сегментах ЮТШ вдоль северной окраины Таримского массива (хребты Кокшаалтау и Халыктау) (Konopelko et al., 2007; Long et al., 2008; Luo et al., 2010; Gou et al., 2012). Граниты здесь внедрены как в недеформированную кору континента, так и в отложения передового прогиба, непосредственно вслед за нарушающими их надвигам. Таков, в частности, Джан- гартский массив, датированный возрастом 296 ± 4 млн лет и прорывающий слои ассельского возраста (Konopelko et al., 2007; Бискэ и др., 2013). Для гранитоидов северной окраины Тарима типичны значения eNd_t от -6 до -2, значения eHf_t -- от -7 до 11 и T_DM1 = 1-2 млрд лет (Konopelko et al., 2007; Zhang et al., 2010; Huang et al., 2014). Они относятся к внутриплитному (анорогенному) типу, а их магма образована из коры Таримского кратона с примесью мантийных компонентов (Han and Zhao, 2017; Loury et al., 2018).

Таримский плюм. На самой поверхности Тарима образован мощный покров вулканитов, составляющих часть большой магматической провинции (LIP), которая охватывает также восток Тянь-Шаня и Джунгарию (Zhang et al., 2010), Бейшань (Qin et al., 2011) и восточнее Алашань (Dan et al., 2014). Обычно их считают признаком плюмного события в раннепермском возрастном интервале 290-270 млн лет. Базальты обогащены легкими и высокозарядными элементами, имеют высокое отношение ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr и отрицательные значения eNd, что типично для плюмных проявлений (Yu X. et al., 2011).

На Таримской плите пермские базальты давно известны в обнажениях на северо-западе, однако теперь они установлены на площади более 250 тыс. км² под чехлом платформы (Li et al., 2011), в том числе и в ее центральной части. Кроме базальтов здесь представлены риолитовые лавы и дайки, кислые туфы, а также дайки и трубки оливиновых пироксенитов, в том числе эксплозивные, габбро, реже кварцевые сиениты, нефелиновые сиениты. Древнейшими проявлениями плюма могут быть кимберлиты поднятия Бачу с возрастом около 300 ± 4 млн лет (Zhang et al., 2013b). За ними следуют калиевые риолиты и дациты с возрастом 295 ± 2,8 млн лет, залегающие на швагериновых ассельских известняках таримского шельфа у южного подножия хребта Халыктау. Кислые вулканиты, с древним Nd-модельным возрастом, происходят из нижнекоровых источников в Таримском континенте и обеспечивают максимум возрастов около 299-288 млн лет в обломочных цирконах вышележащих слоев (Liu D. et al., 2014). В кайнозойских и современных отложениях южного склона китайского ЮТШ пик цирконовых возрастов постоянно приходится на 293-294 млн лет (Ren et al., 2017). Излияния базальтов происходили главным образом в интервале 290-285 млн лет, причем в обнажениях Кельпинских гор -- почти 290-288 млн лет, а в центральном Тариме -- вплоть до отметки 273 млн лет (Zhang et al., 2010).

Источники магматизма. Постколлизионный магматизм в целом отражает новое строение коры и замещение в орогене нагретыми массами прежней относительно холодной мантии. Само разнообразие раннепермских гранитоидов ЮТШ понятно, если иметь в виду разные источники магм и способы их мобилизации.

Во-первых, повсеместно выражены геохимические и изотопные признаки, указывающие на вовлечение в процесс протерозойской верхней коры континентальных блоков обрамления и внутренней части пояса. Этого и следовало ожидать, учитывая амплитуду сокращения пространства области (тектонические покровы), скучивания пластин и общего увеличения мощности коры в конце палеозоя. Вторым источником явился позднепротерозойский и палеозойский мантийный материал, в разное время включенный в кору островных дуг и континентальных окраин. Третий тип составляет ювенильный мантийный материал, представленный в виде плюмных базитов и редко гипербазитов. Его участие в гранитоидных магмах минимально, но возрастает в пермских I-гранитах крайнего запада (Dolgopolova et al., 2017) и северо-восточного окончания пояса (Han and Zhao, 2017). Частично его приток мог быть обеспечен отрывом литосферного слэба после коллизии. Последнее объяснение, однако, вряд ли можно отнести к однородным А-гранитам северной окраины Тарима. Расположение тел гранитов-рапакиви, а также синхронных им полей риолитов в Кокшаале--Халыктау, в первом приближении линейное, легко истолковать в пользу их происхождения через плавление гранулитов субду- цирующей к северу Таримской окраины (Solomovich and Trifonov, 2014). В таком случае возможный отрыв и внедрение гранитов должны были произойти именно там, тогда как фактически массивы рапакиви внедрены позади субдукционной зоны в передовой прогиб и континентальную платформу. Такая приуроченность магматизма необычна для коллизионных обстановок и не наблюдается, например, на Урале, в Альпах и пр. Поэтому в нашем случае более вероятно прямое влияние синхронного с гранитами Таримского плюма через тепловое воздействие и примесь к гранитам мантийного материала внутриплитного типа (Бискэ и др., 2013; Han et al., 2016, 2017; He et al., 2016).

Пространственное распределение постколлизионных магматических внедрений часто увязывают с глубокими коровыми разломами и зонами относительного растяжения, особенно в связи со сдвигами (Konopelko et al., 2007; de Boorder, 2013; Solomovich and Trifonov, 2014). Лишь в немногих случаях такая связь достаточно доказуема.

Постколлизионные гранитно-метаморфические поднятия. Внедрение гранитов Гиссарского хребта, Туркестано-Алая, Южного Нуратау и Кызылкумов, а также восточного Кокшаала -- Халыктау сопровождалось термальным (барровианским) метаморфизмом до амфиболитовой фации, иногда там же проявлены гранулиты. Прямые определения возраста метаморфизма дают предсказуемые результаты: так, по данным ⁴⁰Ar/³⁹Ar-датировки, прогрессивный метаморфизм в гнейсах пика Победы происходил 287-265 млн лет назад, а последующее остывание -- 265-256 млн лет назад (Loury et al., 2018).

Некоторые метаморфические зоны этого региона, особенно гнейсовый Гарм- ский массив Гиссара, считались ранее докембрийскими выступами (Расчленение..., 1976). Однако новые измерения подтвердили точку зрения тех авторов, которые защищали позднепалеозойский возраст метаморфизма, основываясь на редких находках ископаемых в мраморах Гарма и на отсутствии несогласных (и вообще сколь-нибудь ясных) стратиграфических соотношений метаморфитов с палеозойскими толщами (см. дискуссию в работе (Бухарин и др., 1985)). При этом теперь показано и частичное присутствие протерозойского субстрата в гармских гнейсах (KaBner, 2016), и выплавление из него гранитов и мигматитов, происшедшее в начале перми (299-290 млн лет) (Konopelko, 2015). Гармский блок, как и другие подобные метаморфические поднятия Тянь-Шаня, представляет собой термальный купол, наложенный на покровную структуру раннего этапа коллизии.

Сдвиги и термальные процессы конца перми -- триаса

Обсуждение вопроса о возрасте и направлении смещений по главным, наиболее протяженным, разрывным линиям в Тянь-Шане (см. рис. 1) имеет очень давнюю историю Библиографию по этой теме см. в работе (Буртман, 2006).. В большинстве своем эти разрывы сформировались как коллизионные офиолитовые швы в конце палеозоя, затем были подчеркнуты или смещены сдвигами в перми -- начале мезозоя и дополнительно омолодились в кайнозое. Для западной и центральной, в основном киргизской, части ЮТШ характерны продольные разрывы субширотного -- северо-восточного направления. Коллизионные левосторонние сдвиговые смещения завершают здесь образование S-образных складок с крутыми шарнирами, что также отражено через общий левый поворот палеомагнитных векторов (Буртман, 2006; Biske and Seltmann, 2010). Левые сдвиги происходили также вдоль юго-восточного края Тарима, в их числе сдвиг Синсинся (Han and Zhao, 2017), с которым отчасти связано восточное выклинивание пояса ЮТШ. Допустимо общее значительное левое смещение Казахстана относительно Тарима, а также сдвиговое изменение позиции блоков СрТШ и ЦТШ (см. выше, разделы 4 и 5, а также реконструкции в работе (Filippova et al., 2001)).

Диагональные сдвиги на северо-запад, в том числе Таласо-Ферганский и Джунгарский, он же Северо-Тянь-Шаньский, или Главный Тянь-Шаньский (Laurent- Charvet et al., 2002; Charvet et al., 2011), -- более поздние и правосторонние по направлению. Таласо-Ферганский сдвиг, по результатам ⁴⁰Аг/³⁹Аг-датирования син- тектонических минералов в зонах деформаций, испытал смещения уже начиная с периода 310 млн лет назад (?), но главным образом в интервале 290-260 млн лет назад (Rolland et al., 2013) и затем вплоть до 240-199 млн лет назад (Konopelko et al., 2013). Правосдвиговое смещение без термальных проявлений возобновилось в кайнозое (Burtman et al., 1996; Буртман, 2006).

На востоке Тянь-Шаня граничные сутуры ЮТШ меняют простирание на субширотное. Северная граница пояса, Атбаши-Иныльчекский шов, проявляет признаки раннего правого смещения, датированного возрастом 300-250 млн лет и последовавшего затем левого смещения, происходившего, по данным датирования, 240-235 млн лет (Loury et al., 2018). По возрасту оболочек зерен цирконов предполагается связь сдвига с гидротермальной активностью в период около 255 млн или даже до 224-217 млн лет (Sang et al., 2016). Восточнее, у пика Победы, поздние сдвиговые смещения датированы периодом 257-248 млн лет назад (Loury et al., 2018). Далее этот шов продолжается сутурой Нарат-Кавабулак, движение вдоль которой предполагается правосторонним (Charvet et al., 2011). Широтный разрыв Синге- ер, образующий границу ЮТШ с Таримом вдоль хребта Куруктаг, также испытал правосдвиговое движение и датирован по аргону периодом 290-270 млн лет назад (Han and Zhao, 2017). Полученные данные пока не создают цельной истории движения по разломам. Однако они позволяют считать такие смещения весьма длительными, в течение всей перми и возможно до конца триаса.

В западных сегментах ЮТШ обнаружены также наиболее поздние, вплоть до конца триаса (225-200 млн лет), гидротермальные проявления, которые не связаны непосредственно с главными сутурами и сдвигами.

тянь-шань коллизионный магматизм

Заключение

ЮТШ представляет собой часть Урало-Монгольских, или Центрально-Азиатских, палеозоид, в наименьшей степени обогащенную добавлением океанского коро-мантийного материала. ЮТШ состоит из блоков или пластин докембрийской коры с добавлением палеозойского терригенного и почти полностью переотложенного вулканического материала, отчасти внутриплитных базальтов, большого объема карбонатов и очень скромных по масштабам офиолитовых фрагментов. Структура сильно пережата, сокращена в поперечнике, местами до размера шовной зоны.

Единство линейного пояса ЮТШ по всей его длине возникло в среднем -- позднем карбоне благодаря коллизии и покровно-надвиговой тектонике, прежде всего надвигам в южном направлении от края Казахстана (пояс Букантау--Кокшаал--Халыктау). Единство подчеркнуто постколлизионным магматизмом, который также проявлен в очень близкие сроки по всей длине пояса. Предшествовавшие процессы, как это следует из возраста бассейнов, типов окраин, полярности субдукции, оказались довольно разнородными по простиранию структуры. Можно указать большую ширину и большую древность океанского бассейна (или сохранившихся его фрагментов?) на западе ЮТШ по сравнению с востоком, где наблюдаются скорее лишь остатки средиземных и краевых морей, возникших в интервале 450-300 млн лет.

Цикличность в истории горизонтальных плитных движений кажется скорее общей для всего ЮТШ. Аккреционные события конца протерозоя на активной окраине Родинии (800-600 млн лет назад) постепенно (?) сменились расколом мегаконтинента в начале палеозоя, но с сохранением близости отдельных его блоков, на что указывают однотипные карбонатные последовательности шельфов. Сейчас стало очевидным, что с конца ордовика до раннего или среднего девона раскрытие новых бассейнов океанского типа сопровождалось здесь проявлением островных дуг и активных окраин континентальных блоков, в частности Таримского, и массовым поступлением в бассейны продуктов их разрушения, а также сборкой новой континентальной коры внутри Туркестанского океана (Кызылкум-Алай и, возможно, другие микроконтиненты). Переход к пассивному развитию окраин и второй этап образования карбонатных платформ и шельфов в середине палеозоя, хорошо известный в западном Тянь-Шане, теперь прослежен и на востоке ЮТШ. Здесь он также закончился лишь в конце карбона -- начале перми, обозначив общее завершение коллизии.

ЮТШ вместе с Уралом образует коллизионную окраину Центрально-Азиатского орогена. При этом альпинотипная природа ЮТШ резко отличает его даже от Уральского сооружения, в котором сохранились почти автохтонные островные дуги (см., например, работу (Пучков, 1997)), но особенно -- от типичных аккреционных островодужных «алтаид» (§епдог е! а1., 1993) Восточного Казахстана и приджунгарского Тянь-Шаня.

Полевые исследования в Тянь-Шане и аналитические работы последнего периода, составившие основу статьи, были выполнены при содействии многих коллег, из которых наибольший вклад внесли Д.В. Алексеев, Д.А. Конопелько, А.В. Неевин, Б. Ван. Финансирование получено по программам и грантам СПбГУ, Геологического института РАН. Ряд замечаний со стороны рецензентов, особенно А.В. Миколайчука, был очень полезен при доработке текста. Автор благодарен И.В. Сумаревой за помощь в подготовке иллюстративного материала.

Литература

1. Абакумова Л.Н., Шинкарев, Н.Ф. 1994. Офиолиты Алая -- индикаторы геодинамического режима.

2. Вестник Санкт-Петербургского университета. Сер. 7. Геология. География (2), 10-20.

3. Алексеев Д.В., Аристов В.А., Дегтярев К.Е. 2007. Возраст и тектоническая позиция вулканогеннокремнистых толщ в офиолитовом комплексе хребта Атбаши (Южный Тянь-Шань). Доклады РАН 413(3), 380-383.

4. Алексеев Д.В., Бискэ Ю.С., Ван Б., Дженчураева А.В., Гетман О.Ф., Аристов В.А., Крёнер А., Лю Х.Ш., Чжон Л.Л., 2015. Тектоническое районирование и палеозойская эволюция китайского Южного Тянь-Шаня. Геотектоника 49(2), 1-32.

5. Ахмеджанов М.А., Абдуллаев Р.Н., Борисов О.М, Базарбаев Э.Р., Мирходжаев И.М., Хохлов В.А. 1975. Докембрий Срединного и Южного Тянь-Шаня. Фан, Ташкент.

6. Бакиров А.Б. 1978. Тектоническая позиция метаморфических комплексов Тянь-Шаня. Илим, Фрунзе.

7. Баратов Р.Б., Лутков В.С., Минаев В.Е., Старшинин Д.А., Федоров Г.Б. 1983. Вулканизм и строение литосферы Катармай-Ягнобского глаукофан-зеленосланцевого пояса (Южный Тянь-Шань). Доклады АН СССР 273, 958-964.

8. Бардашев И.А. 2008. Стратиграфия девона Туркестано-Зеравшанской структурно-фациальной зоны Южного Тянь-Шаня. Бюлл. Моск. об-ва исп. природы. Отд геол. 83(6), 27-52.

9. Белькова Л.Н., Огнев В.Н., Кангро О.Г. 1969. Докембрий Среднего Тянь-Шаня. Недра, Москва. Белькова Л.Н., Огнев В.Н., Кангро О.Г., 1972. Докембрий Южного Тянь-Шаня и Кызылкумов. Недра, Москва.

10. Бискэ Ю.С. 1987. Нижний палеозой Южной Ферганы: структурная позиция, стратиграфия, геологическая история. Вестник Ленинградского университета. Сер. 7. Геология. География (1), 3-11. Бискэ, Ю. С., 1996. Палеозойская структура и история Южного Тянь-Шаня. Изд-во С.-Петерб. ун-та, Санкт-Петербург.

11. Бискэ Ю.С. 2004. Тянь-Шаньская складчатая система. 2. Палеозойский Южный Тянь-Шань и Кызылкумы. Вестник Ленинградского университета. Сер. 7. Геология. География (2), 13-30.

12. Бискэ Ю.С., Алексеев Д.В., Ван Бо, Ван Фей, Гетман О.Ф., Дженчураева А.В., Зельтманн Р., Аристов В.А. 2012. Структуры позднепалеозойского надвигового пояса китайского Южного Тянь-Шаня. Доклады РАН 442(1), 74-78.

13. Бискэ Ю.С., Алексеев Д.В., Дженчураева А.В., Ван Б., Гетман О.Ф., Лю Х.Ш. 2018. Непрерывные карбонатные разрезы девона -- карбона и время коллизии в китайском Южном Тянь-Шане. Доклады Академии наук 481(1), 57-61.

14. Бискэ Ю.С., Дженчураева А.В., Неевин А.В., Воробьев Т.Ю. 2003. Стратиграфия среднего -- верхнего палеозоя и палеогеография области перехода Туркестанский океан -- Таримский континент (Тянь-Шань). Стратиграфия. Геологическая корреляция 11(6), 45-57.

15. Бискэ Ю.С., Зубцов С.Е., Поршняков Г.С. 1986. Герциниды Атбаши-Кокшаальского района Южного Тянь-Шаня. Изд-во Ленингр. ун-та, Ленинград.

16. Бискэ Ю.С., Конопелько Д.Л., Зельтманн Р. 2013. Геодинамика позднепалеозойского магматизма Тянь-Шаня и его обрамления. Геотектоника 4, 61-81.

17. Бискэ Ю.С., Шилов Г.Г., 1998. Строение северной окраины Таримского массива в восточно-кокшаальском секторе Тянь-Шаня. Геотектоника 2, 51-59.

18. Буртман В.С., 1976. Структурная эволюция палеозойских складчатых систем: варисциды Тянь-Шаня и каледониды Северной Европы. Наука, М.

19. Буртман В. С., 2006. Тянь-Шань и Высокая Азия. Тектоника и геодинамика в палеозое. Геос, М.

20. Буртман В.С. 2015. Тектоника и геодинамика Тянь-Шаня в среднем и позднем палеозое. Геотектоника 4, 67-85.

21. Буртман В.С., Дворова А.В., 2018. Казахстанский и Таримский микроконтиненты на девонских палеотектонических реконструкциях. Литосфера 18(2), 314-321.

22. Бухарин А.К., Масленникова И.А., Пятков А.К. 1985. Домезозойские структурно-фациальные зоны Западного Тянь-Шаня. Фан, Ташкент.

23. Генералова Л.В. 1999. Распределение редкоземельных элементов и петрохимический состав вулканогенных пород Северо-Восточной Ферганы. Минералогический сборник 49(1), 186-195.

24. Герман Л.Л., Будянский Д.Д. 1990. Заспрединговый магматизм: геодинамическая модель. Доклады АН СССР 314, 1467-1471.

25. Геологическая карта Кыргызской республики. Масштаб 1:500000, 2008 / Жуков Ю.В., Захаров И.Л., Березанский А.В., Израилева Р.М., Турсунгазиев Б.Т., Петров О.В. (под ред.). Картогр. ф-ка ВСЕГЕИ, Санкт-Петербург.

26. Геология и полезные ископаемые Республики Узбекистан, 1998 / Шаякубов Т.Ш., Далимов Т.Н. (под ред.). Университет, Ташкент.

27. Дженчураева А.В., Гетман О.Ф., 1993. Новые данные о стратиграфии верхнего палеозоя междуречья Шуран-Шунк, в: Новые данные о биостратиграфии докембрия и палеозоя Кыргызстана / Мамбетов А.М. (под ред.). Илим, Бишкек, 138-149.

28. Зоненшайн Л.П., Кузьмин М.И., Натапов Л.М. 1990. Тектоника литосферных плит территории СССР 1-2. Недра, М.

29. Зубцов Е.И., 1961. Стратиграфия отложений кембрия и ордовика Среднего Тянь-Шаня, в: Геология Средней Азии / Огнев В.Н. (под ред.). Изд-во Ленингр. ун-та, Ленинград, 165-171.

30. Зубцов Е.И., Поршняков Г.С., Яговкин А.В. 1974. Новая схема домезозойской тектоники Тянь-Шаня. Доклады АН СССР 217(5), 1153-1156.

31. Иванов К.С., Миколайчук А.В., Пучков В.Н., Ерохин Ю.В., Христов Е.В. 2002. Офиолиты срединного Тянь-Шаня: тектоническое положение и возраст. Геология и геофизика 43(12), 1093-1098.

32. Киселёв В.В., 2001. Аналоги синийского комплекса в Срединном и Северном Тянь-Шане. Геология и геофизика 42(10), 1453-1463.

33. Куренков С.А., Аристов В.А. 1995. О времени формирования коры Туркестанского палеоокеана. Геотектоника 6, 22-31.

34. Миркамалов Р.Х., Чирикин В.В., Хан Р.С., Харин В.Г., Сергеев С.А. 2012. Результаты и (8НШМР)-датирования гранитоидных и метаморфических комплексов Тянь-Шаньского складчатого пояса (Узбекистан). Вестник Санкт-Петербургского университета. Сер. 7. Геология. География (1), 3-25.

35. Мухин П.А., Каримов Х.К., Савчук Ю.С. 1991. Палеозойская геодинамика Кызылкумов. Фан, Ташкент.

36. Мушкетов Д.И. 1935. Региональная геотектоника. ОНТИ НКТП СССР, Ленинград.

37. Неевин А.В., Бискэ Ю.С., Неевин И.А. 2011. Стратиграфия нижнего палеозоя Сырдарьинского континентального массива в восточной части Срединного Тянь-Шаня, в связи с вопросами палеогеографии и геодинамики. Вестник Санкт-Петербургского университета. Сер. 7. Геология. География (2), 21-36.

38. Орлов Л.Н. 1980. Роль гипсов в механизме формирования тектонических покровов Центрального Тянь-Шаня. Изв. АН СССР. Сер. геол. 4, 105-111.

39. Печерский Д.М., Диденко А.Н. 1995. Палеоазиатский океан. Петромагнитная и палеомагнитная информация о его литосфере. ОИФЗ РАН, М.

40. Поршняков Г.С. 1973. Герциниды Алая и смежных районов Южного Тянь-Шаня. Изд-во Ленингр. ун-та, Ленинград.

41. Пучков В.Н. 1997. Тектоника Урала. Современные представления. Геотектоника 4, 42-60.

42. Пучков В.Н., Христов Е.В., Иванов К.С., Миколайчук А.В. 1987. Новые данные о возрасте зеленосланцевых толщ Южного Тянь-Шаня. Доклады АН СССР 294, 435-438.

43. Расчленение стратифицированных и интрузивных образований Таджикистана, 1976 / Баратов Р.Б. (под ред.). Дониш, Душанбе.

44. Репина Л.Н., Яскович Б.В., Аскарина Н.А., 1975. Стратиграфия и фауна нижнего палеозоя северных предгорий Туркестанского и Алайского хребтов. Наука, Новосибирск.

45. Риненберг Р.Е., 1990. Стратиграфия силура Южного Тянь-Шаня. Илим, Фрунзе.

46. Сайдыганиев С.С. 2009. Рубидий-стронциевая геохронология магматических образований Срединного и Южного Тянь-Шаня. Рудные месторождения и металлогения 6, 17-24.

47. Самыгин С.Г., Хераскова Т.Н., Курчавов А.М. 2015. Тектоническое развитие Казахстана и Тянь-Шаня в неопротерозое и в раннем -- среднем палеозое. Геотектоника 3, 66-92.

48. Стратиграфический словарь Узбекистана, 2001 / Абдуазимова З.М. (под ред.). Гидроингео, Ташкент.

49. Стратифицированные и интрузивные образования Киргизии 1-2, 1982 / Осмонбетов К.О. (под ред.). Илим, Фрунзе.

50. Хаин В.Е. 1984. Региональная геотектоника. Альпийский Средиземноморский пояс. Недра, Москва.

51. Христов Е.В. 1989. Новые данные о возрасте и тектонической позиции палеозойских отложений горного массива Хан-Тенгри. Доклады АН СССР 306(1), 166-168.

52. Христов Е.В., Миколайчук А.В. 1983. О догеосинклинальном основании коры Ферганско-Кокшаальских герцинид. Геотектоника 3, 76-86.

53. Христов Е.В., Миколайчук А.В., Козырев В.И., 1986. Строение и состав офиолитов Северо-Восточной Ферганы. Известия АН СССР 2, 45-58.

54. Шванов В.Н. 1983. Литоформационные корреляции терригенных и метаморфических толщ. Южный Тянь-Шань. Изд-во Ленингр. ун-та, Л.

55. Alexeiev D.V., Aristov V.A., Degtyarev K.E. 2007. The age and tectonic setting of volcanic and cherty sequences in the ophiolite complex of the Atbashi Ridge (South Tien Shan). Doklady Earth Sciences 413A(3), 380-383.

56. Alexeiev D.V., Cook H.E., Djenchuraeva A.V., Mikolaichuk A.V. 2017. The stratigraphic, sedimentologic and structural evolution of the southern margin of the Kazakhstan continent in the Tien Shan Range during the Devonian to Permian, in: Brunet M.-F., McCann T., Sobel E.R. (eds). Geological Evolution of Central Asian Basins and the Western Tien Shan Range. Geological Society, Special Publications 427, 231-269.

57. Alexeiev D.V., Kroner А., Hegner E., Rojas-Agramonte Y., Biske Yu.S., Wong J., Geng, H.Y., Ivleva E.A., Mьhlberg M., Mikolaichukh A.V., Liu D., 2016. Middle to Late Ordovician arc system revealed in the Kyrgyz Middle Tianshan: from arc-continent collision to subsequent evolution of a Palaeozoic continental margin. Gondwana Research 39, 261-291.

58. Atlas of geological maps of Central Asia and adjacent areas. Tectonic, 2008 / Hwang, J.H., Leonov Yu., Li T., Petrov O.V., Tomurtogoo O. (eds). Geological Publishing House, United Kingdom.

59. Biske Yu.S., Alexeiev D.V., Djenchuraeva A.V., Wang B., Getman O.F., Liu H.S., Nogaeva L.P. 2018. Continuous sections of the Devonian and Carboniferous carbonates and timing of collision in the Chinese South Tianshan. Doklady Earth Sciences 481(1), 842-846.

60. Biske Yu.S., Alexeiev D.V., Wang B., Wang F., Getman O.F., Jenchuraeva A.V., Seltmann R., Aristov V.A. 2012. Structures of the Late Palaeozoic Thrust Belt in the Chinese South Tian Shan. Doklady Earth Sciences 442(1), 8-12.

61. Biske Yu.S., Seltmann R. 2010. Paleozoic Tian-Shan as a transitional region between the Rheic and Urals-Turkestan oceans. Gondwana Research 17(2-3), 602-613.

62. Brenckle P.L. 2004. Late Visean (Mississippian) сalcareous microfossils from the Tarim Basin of western China. Journal of Foraminiferal Research 34(2), 144-164.

63. Burtman V.S. 1975. Structural geology of Variscian Tien Shan, USSR. American Journal of Science 275-A, 157-186.

64. Burtman V.S., Skobelev S.F., Molnar P. 1996. Late Cenozoic slip on the Talas-Ferghana fault, the Tien Shan, Central Asia. GSA Bulletin 108, 1004-1021.

65. Carroll A.R., Graham S.A., Chang E., McKnight C.L., 2001. Sinian through Permian tectonostratigraphic evolution of the northwestern Tarim basin, China, in: Palaeozoic and Mesozoic tectonic evolution of central and eastern Asia: from continental assembly to intracontinental deformation / Hendrix M.S, Davis G. (eds). Geological Society of American Memoir 194, 47-69.

66. Charvet J., Shu L., Laurent-Charvet S., 2007. Palaeozoic structural and geodynamic evolution of eastern Tianshan (NW China): welding of the Tarim and Junggar plates. Episodes 30 (3), 162-186

67. Charvet J., Shu L., Laurent-Charvet S., Wang B., Faure M., Cluzel D., Chen Y., De Jong K., 2011. Palaeozoic tectonic evolution of the Tianshan belt, NW China. Science China, Earth Sciences 54(2), 166-184.

68. Chen B., Long X., Yuan C., Wang Y., Sun M., Xiao W., Cai K., Huang Z., 2014. Geochronology and geochemistry of Late Ordovician-Early Devonian gneissic granites in the Kumishi area, northern margin of the South Tianshan Belt: Constraints on subduction process of the South Tianshan Ocean. Journal of Asian Earth Sciences 113(1), 1 December 2015, 293-309.

69. Chen Y., Hu A., Zhang G., Zhang Q., 2000. Precambrian basement age and characteristics of Southwestern Tianshan: Zircon U-Pb geochronology and Nd-Sr isotopic compositions. Acta Petrologica Sinica 16(1), 91-98.

70. Cheng Z., Zhang Z., Chai F., Hou T., Santosh M., Turesebekov A., Nurtaev B.S., 2017. Carboniferous porphyry Cu-Au deposits in the Almalyk orefield, Uzbekistan: the Sarycheku and Kalmakyr examples. International Geology Review 60(1).

71. Dan W., Li X.H., Wang Q., Tang G.-J., Liu Y. 2014. An Early Permian (ca.280 Ma) silicic igneous province in the Alxa Block, NW China: a magmatic flare-up triggered by a mantle-plume? Lithos 204, 144-158.

72. De Boorder H., 2013. The Central European, Tarim and Siberian Large Igneous Provinces, Late Palaeozoic orogeny and coeval metallogeny. Global Tectonics and Metallogeny 10(1), 1-22.

73. De Grave J., Glorie S., Buslov M.M., Izmer A., Fournier-Carrie A., Batalev V.Yu., Vanhaecke F., Elburg M., Van den Haute P. 2011. The thermo-tectonic history of the Song-Kul plateau, Kyrgyz Tien Shan: Constraints by apatite and titanite thermochronometry and zircon U/Pb dating. Gondwana Research 20, 745-763.

74. Dolgopolova A., Seltmann R., Konopelko D., Biske Yu.S., Armstrong R., Shatov V., Belousova E., Pankhurst R., Koneev R., Divaev F. 2017. Geodynamic evolution of the western Tien Shan, Uzbekistan: Insights from U-Pb SHRIMP geochronology and Sr-Nd-Pb-Hf isotope mapping of granitoids, Gondwana Research 47, 76-109.

75. Domeier M. 2017. Early Paleozoic tectonics of Asia: towards a full-plate model. Geoscience Frontiers 9(3), 789-862.

76. Dong S., Li Z., Jiang L. 2016. The Ordovician-Silurian tectonic evolution of the northeastern margin of the Tarim block, NW China: Constraints from detrital zircon geochronological records. Journal of Asian Earth Sciences 122, 1-19.

77. Filippova I.B., Bush V.A., Didenko A.N. 2001. Middle Paleozoic subduction belts: The leading factor in the formation of the Central Asian fold-and-thrust belt. Russian Journal of Earth Sciences 3(6), 405-426.

78. Gao J., Klemd R. 2003. Formation of HP-LT rocks and their tectonic implications in the western Tianshan Orogen, NW China; geochemical and age constraints. Lithos 66, 1-22.

79. Ge R., Zhu W., Wu H., Zheng B., Zhu X., He J. 2012. The Paleozoic northern margin ofthe Tarim Craton: passive or active? Lithos 142-143, 1-15.

80. Ge R., Zhu W., Wilde S.A., He J., Cui X., Wang X., Bihai Z., 2014. Neoproterozoic to Paleozoic long- lived accretionary orogeny in the northern Tarim Craton. Tectonics 33, 302-329

81. Geological map of Chinese Tianshan and adjacent areas, scale 1 : 1 000 000, 2007 / Li S.W., Xu D.K. (eds). Geology Publishing House, Beijing.

82. Glorie S., De Grave J., Buslov M.M., Zhimulev F.I., Stockli D.F., Batalev V.Y., Izmer A., Van den Haute P., Vanhaecke F., Elburg M.A., 2011. Tectonic history of the Kyrgyz South Tien Shan (Atbashi -- Inyl- chek) suture zone: The role of inherited structures during deformation-propagation. Tectonics 30, TC6016.

83. Gou L.-L., Zhang L.-F., Tao R.-B., Du J.-X. 2012. A geochemical study of syn-subduction and post- collisional granitoids at Muzhaerte River in the Southwest Tianshan UHP belt, NW China. Lithos 136-139, 201-224.

84. Han B.F., He G.Q., Wang X.C., Guo Z.J. 2011. Late Carboniferous collision between the Tarim and Kazakhstan -- Yili terranes in the western segment of the South Tian Shan Orogen, Central Asia, and implications for the North Xinjiang, western China. Earth-Science Reviews 109, 74-93.

85. Han Y., Zhao G., Sun M., Eizenhofer P.R., Hou W., Zhang X., Liu D., Wang B., Zhang G., 2015. Paleozoic accretionary orogenesis in the Paleo-Asian Ocean: Insights from detrital zircons from Silurian- Carboniferous strata at the northwestern margin of the Tarim Craton. American Geophysical Union.

86. Han Y., Zhao G., Sun M., Eizenhofer P.R., Hou W., Zhang X., Liu Q., Wang B., Liu D., Xu B. 2016. Late Paleozoic subduction and collision processes during the amalgamation of the Central Asian orogenic belt along the South Tianshan suture zone. Lithos 246-247, 1-12.

87. Han Y., Zhao G. 2017. Final amalgamation of the Tianshan and Junggar orogenic collage in the southwestern Central Asian orogenic belt: Constraints on the closure of the Paleo-Asian Ocean. Earth-Science Reviews.

88. He Z., Wang B., Zhong L., Zhu X., 2018. Crustal evolution of the Central Tianshan Block: Insights from zircon U-Pb isotopic and structural data from meta-sedimentary and meta-igneous rocks along the Wulasitai--Wulanmoren shear zone. Precambrian Research 314, 111-128.

89. He P.-L., Huang X.-L., Xu Y.-G., Li H.-Y., Wang X., Li W-X. 2016. Plume-orogenic lithosphere interaction recorded in the Haladala layered intrusion in the Southwest Tianshan Orogen, NW China, Journal of Geophysical Research: Solid Earth 121, 1525-1545.

90. Hegner E., Klemd R., Kroner A., Corsini M., Alexeiev D.V., Iaccheri L.M., Zack T., Dulski P, Xia X., Windley B.F., 2010. Mineral ages and P--T conditions of late Paleozoic high-pressure eclogite and provenance of melange sediments from Atbashi in the South Tianshan orogen of Kyrgyzstan. American Journal of Science 310, 916-950.

91. Huang H., Zhang Z., Santosh M., Zhang D., Zhao Z., Liu J. 2013. Early Paleozoic tectonic evolution of the South Tianshan collisional belt: evidence from geochemistry and zircon U--Pb geochronology of the Tie'reke monzonite pluton, Northwest China. The Journal of Geology 121(4), 401-424.

92. Huang H., Zhang Zh., Santosh M., Cheng Zh., Wang T. 2018. Crustal evolution in the South Tian- shan Terrane: Constraints from detrital zircon geochronology and implications for continental growth in the Central Asian orogenic belt. Geological Journal 1-22.

93. Jiang T., Gao J., Klemd R., Qian Q., Zhang X., Xiong X.M., Wang X.S., Tan Z., Chen B.X. 2014. Paleozoic ophiolitic mйlanges from the South Tianshan Orogen, NW China: geological, geochemical and geochronological implications for the geodynamic setting. Tectonophysics 612-613, 106-127.

94. Jourdon A., Petit C., Rolland Y., Loury C., Bellahsen N., Guillot S., Le Pourhie L., Ganino C. 2017. New structural data on Late Paleozoic tectonics in the Kyrgyz Tien Shan (Central Asian orogenic belt). Gondwana Researches 46, 57-78.

95. Ju W, Hou G., 2014. Late Permian to Triassic intraplate orogeny of the southern Tianshan and adjacent regions, NW China. Geoscience Frontiers 5, 83-93.

96. KдЯner A., Ratschbacher L., Pfдnder J.A., Hacker B.R., Zack G., Sonntag B.L., Jahanzeb K., Stanek K.P, Gadoev M., Oimahmadov I. 2016. Proterozoic -- Mesozoic history of the Central Asian orogenic belt in the Tajik and southwestern Kyrgyz Tian Shan: U--Pb, ⁴⁰Ar/³⁹Ar, and fission-track geochronology and geochemistry of granitoids. GSA Bulletin 129(3-4), 281-303.

97. Khain V E., 1984. Regional geotectonics. The Alpine Mediterranian Belt. Nedra, Moscow. (In Russian)

98. Klemd R., John T., Scherer E.E., Rondenay S., Gao J. 2011. Changes in dip of subducted slabs at depth: Petrological and geochronological evidence from HP--UHP rocks (Tianshan, NW-China). Earth and Planetary Sciences Letters 310, 9-20.

99. Konopelko D., Biske G., Seltmann R., Eklund O., Belyatsky B. 2007. Hercynian post-collisional A-type granites of the Kokshaal range, Southern Tien-Shan, Kyrgyzstan. Lithos 97, 140-160.

100. Konopelko D., Klemd R., Mamadjanov Y., Hegner E., Knorsch M., Fidaev D., Sergeev S. 2015. Permian age of orogenic thickening and crustal melting in the Garm Block, South Tien Shan, Tajikistan. Journal of Asian Earth Sciences 113, 711-727.

...