1. На главную
  2. Электронные версии
  3. Петрология
  4. T. 28, № 6, 2020

Петрология, 2020, T. 28, № 6, стр. 610-627

Неустойчивость парагенезисов “тройной точки” Al2SiO5 как следствие полиметаморфизма высокоглиноземистых метапелитов

И. И. Лиханов *

Институт геологии и минералогии им. В.С. Соболева СО РАН
Новосибирск, Россия

* E-mail: likh@igm.nsc.ru

Поступила в редакцию 14.12.2019
После доработки 10.01.2020
Принята к публикации 06.02.2020

Полный текст (PDF)

Аннотация

Минералы группы силлиманита (андалузит, силлиманит, кианит), широко развитые в Заангарской части Енисейского кряжа, представляют особый интерес для производства глинозема, силумина и алюминия. На примере ряда метаморфических комплексов высокоглиноземистых метапелитов, характеризующихся присутствием трех полиморфов Al2SiO5, приведены геолого-структурные, минералого-петрологические и изотопно-геохронологические свидетельства их полиметаморфической истории. В изученных ореолах наложение более поздних минеральных ассоциаций на ранние в ходе разных геодинамических событий четко фиксируется по реакционным структурам и химической зональности минералов, конфигурации Р-Т трендов и изотопным датировкам. Эти индикаторные признаки свидетельствуют о последовательном росте полиморфов Al2SiO5 в результате сложной полиметаморфической истории, обусловленной сменой разных тектонических обстановок. Сравнительный анализ полученных результатов с опубликованными данными по другим регионам мира показал, что во всех изученных случаях минералы Al2SiO5 находились в реакционных соотношениях и образовались в разное время, хотя P-T тренды полиморфов могли проходить вблизи или непосредственно через “тройную точку”. Это позволяет сделать вывод, что минеральная ассоциация “тройной точки” Al2SiO5, в которой все три полиморфа находятся в стабильном равновесии, не устойчива в метапелитах любого химического состава. Следовательно, принятое в петрологии использование таких ассоциаций для оценки Р-Т параметров метаморфизма и калибровки геотермобарометров не является корректным.

Ключевые слова: полиморфы Al2SiO5, высокоглиноземистые метапелиты, “тройная точка”, полиметаморфизм, Енисейский кряж, Сибирский кратон

ВВЕДЕНИЕ

В Заангарской части Енисейского кряжа широко развиты метаморфические комплексы высокоглиноземистых метапелитов. В 70-х гг. прошлого века в ходе поисковых и горных работ Ангарской ГРЭ ПГО “Красноярскгеология” здесь были открыты месторождения и рудопроявления минералов группы силлиманита – МГС (андалузит, силлиманит, кианит), являющиеся качественным сырьем для производства алюминия, силумина, огнеупоров, керамики и другой дефицитной продукции (Лепезин и др., 2010). В 90-х гг. перспективы этих месторождений были подтверждены для ряда участков в пределах центральной части Заангарья Енисейского кряжа (Маяконский, Чиримбинский, Панимбинский, Тейский и др.). В настоящее время суммарные прогнозные ресурсы этих участков в пересчете на полезные минералы на глубину 50 м оцениваются около 200 млн тонн (Kozlov, 2017). В последние годы исследование высокоглиноземистых метапелитов приобретает особую актуальность как в прикладном (алюминиевая промышленность России обеспечена глиноземом собственного производства только на 30%, остальные его объемы импортируются из стран ближнего и дальнего зарубежья), так и в теоретическом аспекте в связи с необходимостью создания количественной теории метаморфогенного рудообразования.

Минералы группы силлиманита – кианит, андалузит и силлиманит – важнейшие индикаторы метаморфизма в горных породах. При одинаковом химическом составе они имеют разную кристаллическую структуру, стабильную при различных Р-Т параметрах (Kerrick, 1990). На основе различных трендов изменения температуры с глубиной и соотношения этих трендов на Р-Т диаграмме с полями устойчивости полиморфов Al2SiO5 выделяются разные “барические” типы метаморфизма. Андалузит устойчив при низких давлениях и температурах; с повышением давления он сменяется кианитом, а при увеличении температуры они оба замещаются силлиманитом. Это приводит к формированию зональных метаморфических комплексов, что используется для выделения фациальных серий низких и умеренных давлений.

“Тройная точка”, соответствующая равновесному сосуществованию всех полиморфов Al2SiO5, – один из наиболее важных инвариантных узлов в метаморфической петрологии. Минеральные ассоциации с участием полиморфов “тройной точки” информативны для калибровки геотермобарометров, выявления индикаторных изотопных характеристик и ряда других геохимических параметров (Ревердатто и др., 2017). В литературе описаны несколько природных наблюдений с совместными находками трех алюмосиликатов в одном образце, к наиболее известным из которых относятся Белз Бьюитт в Айдахо (Hietanen, 1956), Маунт Мусилок в Нью-Гэмпшире (Rumble, 1973; Hodges, Spear, 1982) и поднятия Рио Мора, Пикурис и Тручас в Нью-Мексико (Holdaway, 1978; Grambling, 1981; Holdaway, Goodge, 1990). Они считались характерными примерами зональных ореолов одноактного метаморфизма, формировавшихся при P-T параметрах “тройной точки”. Это, так называемый тип Айдахо по классификации (Hietanien, 1967), где имело место образование ассоциации андалузита с кианитом и силлиманитом. Пересмотр этих объектов с применением новейших методов исследований показал, что во всех случаях минералы Al2SiO5 образовались в разное время. В целом ряде работ приведены очевидные доказательства последовательного роста полиморфов, что связано со сложной полиметаморфической историей при изменении термодинамических условий и тектонических обстановок (Grover et al., 1992; Williams, Karlstrom, 1996; Carey et al., 1992). Анализ этих наблюдений с экспериментальными данными и результатами термодинамического моделирования позволил Д. Паттисону (Pattison, 2001) сделать вывод, что минеральная ассоциация “тройной точки” Al2SiO5, в которой все три полиморфа находятся в стабильном равновесии, не устойчива в типичных метапелитах, протолиты которых обычно представлены аргиллитами, алевролитами, песчаниками и граувакками.

Теоретически благоприятная ситуация для одновременного появления андалузита, силлиманита и кианита возможна только в менее распространенных в природе высокоглиноземистых составах пород, преимущественно сложенных глинистыми сланцами и метаморфизованными продуктами кислого вулканизма. В настоящей статье на основе теоретического анализа устойчивости минеральных реакций в метапелитовой системе и реконструкции Р-T-t эволюции метаморфических комплексов высокоглиноземистых метапелитов Енисейского кряжа, характеризующихся присутствием трех полиморфов Al2SiO5, приведены геолого-структурные, минералого-петрологические и изотопно-геохронологические свидетельства их полиметаморфической истории.

АНАЛИЗ УСТОЙЧИВОСТИ АССОЦИАЦИЙ “ТРОЙНОЙ ТОЧКИ” В МЕТАПЕЛИТОВОЙ СИСТЕМЕ

Экспериментальная база в отношении положения “тройной точки” Al2SiO5 противоречива. В частности, точки пересечения линий равновесия Ms11 + Qz = Sil + Kfs + H2O и And = Sil, по данным М. Холдэуэя (Holdaway, 1971) и С. Ричардсона и др. (Richardson et al., 1969), находятся соответственно при 615 и 675°С и 2.1 и 4.1 кбар. С одной стороны, если руководствоваться данными М. Холдэуэя (Holdaway, 1971), то минеральная ассоциация And + Bt + Crd ± Chl должна быть стабильна только лишь при очень низком давлении (<2.5 кбар), что находится в противоречии с широким развитием этого парагенезиса при региональном метаморфизме. С другой стороны, железистые кордиериты в составе ассоциации Crd + Kfs + Sil + Bt + Ms + + Qz должны быть устойчивы только при ${{Р}_{{{{{\text{Н}}}_{{\text{2}}}}{\text{О}}}}}$ < < 2.6 кбар (Holdaway, Lee, 1977), что не согласуется с экспериментальными данными по границам их стабильности (Skippen, Gunter, 1996; Carey, 1995). Несмотря на продолжающиеся дискуссии, в настоящее время большинством петрологов положение “тройной точки” принимается в Р-Т интервале 500°С при 3.8 кбар (Holdaway, 1971; Holdaway, Mukhopadhyay, 1993) и 550°С при 4.5 кбар (Pattison, 1992; Pattison et al., 2002) (рис. 1), что согласуется с современными термодинамическими (Holland, Powell, 1985; Bohlen et al., 1991) и экспериментальными (Kerrick, Heninger, 1984) данными. Неустойчивость минеральных ассоциаций “тройной точки” Al2SiO5, в которой все три полиморфа находятся в стабильном равновесии, в типичных Ms + Bt + Qz метапелитах обусловлена тем, что первое появление минерала Al2SiO5 в таких составах пород происходит при более высоких температурах относительно положения “тройной точки” (рис. 1), что соответствует конфигурации большинства современных петрогенетических схем (Кориковский, 1979; Spear, Cheney, 1989; Powell, Holland, 1990; Pattison, Tracy, 1991; Xu et al., 1994). Среди наиболее известных минеральных реакций, ответственных за первое появление алюмосиликатов в системе K2O–FeO–MgO–Al2O3–SiO2–H2O (KFMASH), можно отметить следующие: Ms + Chl + St + Qz = Als + Bt + H2O, Ms + Chl + Qz = Als + Crd + Bt + + H2O, Ms + St + + Qz = Als + Grt + Bt + H2O, Ms + + Chl + Grt = = Als + Bt + Ilm + H2O (Pattison, Tracy, 1991; Лиханов и др., 2005, 2008а; Menard, Gordon, 1997; Graesner, Schenk, 1999; Triboulet, Audren, 1985, Thomson, Guidotti, 1989; Whitney et al., 1996; Cesare, 1999).

Рис. 1.

P-T тренды метаморфизма для высокоглиноземистых метапелитов Заангарья Енисейского кряжа в сравнении с Р-Т эволюцией And + Ky + Sil-содержащих пород из других регионов мира. Арабские цифры на cегментах Р-Т траекторий соответствуют изученным регионам Енисейского кряжа: Тейский комплекс (ТК): 1 – маяконский (Лиханов и др., 2001), 2 – полканский (Лиханов и др., 2011а), 3 – тейский (Лиханов и др., 2011б), 4 – чапcкий (Лиханов и др., 2008б); Гаревский комплекс (ГК): 5 – енисейский, 6 – тисский и 7 – гаревский (Лиханов и др., 2013в) участки. В хлоритоидсодержащих ассоциациях маяконского и полканского участков первое появление андалузита фиксируется ниже положения “тройной точки” [H] в соответствии с расчетами P-T параметров минеральных равновесий. Жирной линией (петля со стрелкой) в направлении And → Ky → Sil → And показана обобщенная эволюция метаморфизма районов Белз Бьюитт, Айдахо (Grover et al., 1992; Carey et al., 1992); Маунт Мусилок, Нью-Гэмпшир (Florence et al., 1993; Kohn et al., 1992), Рио Мора, Пикурис и Тручас, Нью-Мексико (Williams, Karlstrom, 1996) и пояса Вивьеро в варисцидах Северо-Западной Иберии, Испания (Reche et al., 1998), включающая проградные и регрессивные этапы. Пунктирными линиями с римскими цифрами приведены известные минеральные равновесия для метапелитовой системы: I – (Haas, Holdaway, 1973); II – (Pattison, 2001), III – линия солидуса пелитов в водонасыщенной системе (Le Breton, Thompson, 1988), IV – (Chatterjee, Johannes, 1974). Координаты тройной точки и линии моновариантных равновесий полиморфов Al2SiO5 приведены по (Pattison, 1992) [P] и (Holdaway, 1971) [H].

Появление ассоциации “тройной точки” в таких породах может быть связано только с расширением стабильности Als + Bt за счет альтернативного парагенезиса Ms + Chl + St + Qz со смещением границы его устойчивости в область более низких температур к условиям “тройной точки”, вызванным влиянием малых компонентов, особенно Mn2O3 и Fe2O3, и уменьшением активности воды (аH2O) в сложном С-О-Н флюиде (Сафонов и др., 2019). Однако, в отличие от существенного влияния Zn на расширение температурной стабильности ставролитсодержащих парагенезисов, эффект малых элементов (Ti, Fe3+, Mn3+) на расширение температурной стабильности Als + Bt незначителен (<10°C) даже в случае очень высоких их концентраций (White et al., 2000). Более существенное снижение границы устойчивости андалузита к условиям тройной точки (40°С и 0.9 кбар) отмечено только в существенно обогащенных марганцем породах Нью-Мексико (Grambling, Williams, 1985). Для того чтобы сдвинуть положение моновариантной реакции Ms + Chl + St + Qz = Als + + Bt + H2O до положения принятых в работе “тройных точек”, величина аH2O должна находиться в диапазоне 0.78–0.43 (Pattison, 2001). Это гораздо ниже, чем значения аH2O в С–О–Н и С‒О–Н–S флюидах в графитсодержащих метапелитах, отвечающих условиям “тройной точки” (0.96 и 0.90; Connoly, Cesare, 1993). Так сказать, значительно меньше, чем может быть образовано в результате прогрессивных реакций дегидратации, что согласуется с результатами по эволюции флюида в высокоглиноземистых роговиках Енисейского кряжа и Кузнецкого Алатау (Likhanov et al., 2001). Такой сценарий возможен только при инфильтрации сложного флюида с низкой долей воды, вызывающего разбавление практически чисто водного состава, что расходится с концепцией внутренней буферной способности (емкости) минеральных ассоциаций по отношению к летучим компонентам (Greenwood, 1975). Таким образом, потенциальный суммарный эффект этих факторов недостаточен для понижения температуры первого появления минерала Al2SiO5 до Р-Т положения “тройной точки” в интервале от 40 до 90°С, что согласуется с данными по эволюции метапелитов во многих регионах мира (Pattison, Tracy, 1991). Следует отметить, что кроме термодинамического аспекта, указывающего на невозможность равновесного сосуществования всех трех полиморфов, не менее важны кинетические факторы, играющие значительную роль в формировании микроструктур пород, ориентированном росте зерен, температурном “переступании” через положение минерального равновесия и возможности метастабильного образования минералов вне поля их устойчивости (Pattison, 1997; Reverdatto et al., 2019).

Таким образом, одновременное появление всех полиморфов Al2SiO5 может произойти только в более редких в природе высокоглиноземистых составах пород, включающих специфические метапелиты, одновременно обогащенные железом и глиноземом. По сравнению с типичными метапелитами в высокоглиноземистых разновидностях выявлены существенные отличия в эволюции метаморфизма при Т < 570°С (Лиханов и др., 2005), обусловленные развитием хлоритоида раньше биотита на самых низких ступенях и изменением последовательности минеральных превращений в среднетемпературной области. В пирофиллитсодержащих протолитах появление алюмосиликата возможно при температуре около 400°C за счет следующей реакции: Prl = Als + Qz + H2O (Haas, Holdaway, 1973) (рис. 1). При увеличении температуры на средних ступенях метаморфизма изограда появления алюмосиликата располагается ниже 500°C за счет следующих реакций с участием хлоритоида: Cld + Qz = Als + Chl + H2O (Mengel, Rivers, 1994; Spear, 1993), Ms + Chl + Cld + + Qz = Als + Bt + H2O, Ms + Chl + Cld = Als + Bt + + St + H2O, Ms + Cld + Qz = Als + Bt + H2O и др. (Okuyama-Kusunose, 1993; Thompson, Norton, 1968, Likhanov et al., 2001; Лиханов, 2003; Лиханов, Ревердатто, 2011). В целом характер и P-T особенности наблюдаемых минеральных превращений (ниже или вблизи температуры “тройной точки” [H], рис. 1) хорошо согласуются с результатами термодинамического моделирования (Лиханов и др., 2005), полученными с использованием базы данных (Berman, 1988), включающей термодинамические параметры фаз, наиболее соответствующих природным парагенезисам высокоглиноземистых метапелитов. В ассоциациях без хлоритоида первое появление алюмосиликатов в высокоглиноземистых и типичных метапелитах практически совпадает, варьируя выше положения “тройной точки” от 580–600°C при 4.5 кбар до 610–630°C при 5.5 кбар (Лиханов и др., 2008а).

Всем этим требованиям в полной мере отвечают высокоглиноземистые метапелиты Заангарья Енисейского кряжа, в которых обнаружена ассоциация трех алюмосиликатов – андалузита, силлиманита и кианита.

ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ ПОЛОЖЕНИЕ И ОСНОВНЫЕ СТРУКТУРНЫЕ ЭЛЕМЕНТЫ ЕНИСЕЙСКОГО КРЯЖА

Енисейский кряж представляет собой древний ороген коллизионно-аккреционного типа, расположенный на западной окраине Сибирского кратона. Он вытянут в субмеридианальном направлении вдоль р. Енисей почти на 700 км при ширине от 50 до 200 км (рис. 2, врезка). Геофизические данные свидетельствуют о вертикальном утолщении и транспрессионной обстановке; ширина складчатой области Енисейского кряжа на глубине более 10 км вдвое уменьшается, что придает ему грибовидную форму (Старосельцев и др., 2003). Глубина залегания поверхности Мохоровича под Енисейским кряжем по сравнению с соседними регионами увеличена от 40 до 50 км (Сальников, 2009). Таким образом, этот ороген обладает структурой с утолщенной корой, сохранившейся в течение длительного геологического времени. Коллизионная модель формирования структуры земной коры в регионе подтверждается данными сейсмического профилирования и обосновывается “скучиванием” пород неопротерозойских формаций (Митрофанов и др., 1988). В строении Енисейского кряжа выделяются два крупных сегмента – Южно-Енисейский и Заангарский, разделенные субширотным Нижнеангарским региональным разломом (Ножкин и др., 2016). К югу от этого разлома выделяются два структурных элемента – палеопротерозойский кратонный Ангаро-Канский блок и неопротерозойский островодужный Предивинский террейн (рис. 2). К северу от Нижнеангарского разлома, в заангарской части, Енисейский кряж сложен палеопротерозойскими и мезо-неопротерозойскими породами, составляющими Восточный и Центральный кратонные блоки и Исаковский (западный) островодужный террейн. Все тектонические блоки и пластины разделены крупными региональными разломами – системами дизъюнктивов преимущественно северо-западного простирания с субвертикальным падением (Ножкин и др., 2011). Отличительной особенностью приразломных структур является развитие специфического комплекса тектонитов – бластомилонитов и катаклазитов, прослеживающихся через весь кряж в виде ряда мощных зон субмеридианального простирания (Козлов и др., 2012). Региональные разломы (Приенисейский, Татарско-Ишимбинский и др.) часто сопровождаются оперяющими структурами более высокого порядка, вблизи которых происходит коллизия мелких блоков с образованием надвигов (Егоров, 2004). Последнее вызывает неоднородный по давлению региональный метаморфизм, выраженный сочетанием двух фациальных серий низких и умеренных давлений (Лиханов и др., 2006; Likhanov, Reverdatto, 2011).

Рис. 2.

Схематическая тектоническая карта Енисейского кряжа и местоположение участков с проявлением ассоциации “тройной точки” And + Sil + Ky. ГК и ТК – гаревский и тейский метаморфические комплексы. На врезке – положение Енисейского кряжа в структуре Сибирского кратона. 1 – чехол (Pz–Kz); 2 – молассы (NP2-3); 3 – карбонатные отложения (NP2-3); 4 – офиолитовые и островодужные комплексы аккреционного пояса (NP2); 5 – окраинно-континентальные терригенно-карбонатные и метаморфические комплексы докембрия (PP3-4–NP3); 6 – порфиробластические гнейсы, гранитогнейсы и гнейсограниты гранитогнейсовых куполов (MP3–NP1); 7 – гранитоидные комплексы Татарско-Ишимбинской и Приенисейской систем разломов, в том числе щелочные сиениты (NP3), нижнеканские и посольненские граниты (Pz1) и рапакивиподобные граниты (MP3–NP3); 8 – таракские гранитоиды (PP3); 9 – вулканогенные породы Рыбинско-Панимбинского пояса (MP1–MP2); 10 – разломы (a) и прочие геологические границы (б). Тектонические блоки: I – Восточный и II – Центральный Заангарского сегмента; III – Южно-Енисейский (Ангаро-Канский) сегмент, IV – Исаковский и V – Предивинский террейны. Региональные разломы: И – Ишимбинский, Т – Татарский, П – Приенисейский, А – Анкиновский, Н – Нижнеангарский. Номера объектов исследования показаны в соответствии с рис. 1.

Условия и время заложения региональных глубинных разломов в регионе остаются неясными. Однако интерпретация геохронологических данных разновозрастных популяций монацитов в тектонитах, испытавших перекристаллизацию в ходе последовательных деформационных процессов, указывает на неоднократную активизацию Приенисейской региональной сдвиговой зоны в регионе в диапазоне времени 1.54–0.6 млрд лет (Лиханов и др., 2013а). Это также обосновано тектоническим совмещением разновозрастных блоков высоко- и слабометаморфизованных кристаллических пород, характером взаимоотношений разломов с разновозрастными магматическими комплексами и наблюдениями синтектонической зональности дислокационных процессов.

Детальный обзор геохронологии, тектонической позиции и геодинамической природы комплексов, участвующих в строении региона, приведены в работах (Лиханов и др., 2014, 2018). Там же представлена хронологическая последовательность крупных этапов и событий в геологической истории Енисейского кряжа, сформировавших его тектонический облик.

ХАРАКТЕРИСТИКА ОБЪЕКТОВ ИССЛЕДОВАНИЯ

В качестве объектов исследования выбраны четыре участка в пределах тейского комплекса (маяконский, полканский, чапский и тейский) и тисский участок гаревского комплекса Заангарской части Енисейского кряжа (рис. 2). Они приурочены к линейным зонам смятия вдоль Татарско-Ишимбинской и Приенисейской систем разломов соответственно. Эти зоны представляет собой систему сближенных субпараллельных разломов сдвиговой, взбросовой и надвиговой кинематики, концентрирующих деформации сдвига, а также их комбинаций с проявлениями приразломного катаклаза, меланжирования и динамометаморфизма породных массивов (Козлов и др., 2020). Их протяженность определяется сотнями километров при ширине зоны стресс-метаморфизма от сотен метров до первых десятков километров. Как правило, эти линеаментные зоны играют роль швов, разделяющих тектонические блоки региона и являющихся областями их активного взаимодействия (Likhanov, Santosh, 2017).

В разрезе складчатых структур Центрального блока наиболее древним является гаревский комплекс, в составе которого выделены немтихинская и малогаревская метаморфические толщи (Likhanov, Santosh, 2019). Гаревский комплекс в западной части Центрального блока надстраивается тейским комплексом, в результате чего малогаревская толща перекрывается нижнепротерозойскими отложениями свиты хребта Карпинского (PR1hk) тейской серии. В тектоническом отношении район развития тейского комплекса располагается главным образом в пределах осевой части Центрального блока, складчатая структура которого осложнена серией дизъюнктивов северо-западного простирания, относящихся к Татарскому глубинному разлому, а также рядом второстепенных надвигов преимущественно субмеридианального направления. Гаревский комплекс располагается в пределах Приенисейской региональной сдвиговой зоны, разделяющей Центральный кратонный блок и Исаковский островодужный террейн (Likhanov et al., 2018).

Важнейшей особенностью изученных метаморфических комплексов является неоднородность метаморфизма по режиму давления, выраженная в проявлении регионального метаморфизма двух фациальных серий: And-Sil (низких давлений) и Ky-Sil (умеренных давлений). Наиболее характерным примером совмещенной зональности двух фациальных серий является тейский участок (рис. 3), расположенный в среднем течении р. Теи в междуречье Курепы и Уволги (Лиханов и др., 2011б). В геологическом строении этого района принимают участие протерозойские регионально-метаморфические образования тейской и сухопитской серий. В ядре Тейской антиклинали, запрокинутой на юго-запад под углом 50°–65°, обнажены наиболее древние метаморфизованные метакарбонатно-терригенные породы тейской серии нижнего протерозоя, прорванные гранитоидами Каламинского массива. Крылья антиклинали сложены менее метаморфизованными породами кординской и горбилокской свит сухопитской серии нижнего–среднего рифея. В строении региона с юго-запада на северо-восток выделяются четыре зоны регионального метаморфизма со следующей последовательностью предельных минеральных ассоциаций: 1) Bt + Ms + + Chl + Qz + Pl (Bt зона); 2) Grt + Bt + Ms + Chl + + Qz + Pl (Grt зона); 3) St + Grt + Bt + Ms + Chl + Qz + + Pl + Crd ± And (St-And зона) и 4) Sil + St + Grt + + Bt + Ms + Qz + Pl ± And ± Crd (Sil зона) (рис. 3). В пределах St-And зоны в малоглиноземистых недосыщенных K2O метатерригенных породах рязановской свиты иногда устойчив жедрит и куммингтонит в ассоциации с гранатом и кордиеритом. В целом в изученном районе региональный метаморфизм характеризуется симметричной зональностью в структуре Тейской антиклинали и отличается ростом степени метаморфизма по направлению к ядру антиклинали. По характеру метаморфической зональности прогрессивный метаморфизм изученных пород относится к сравнительно малоглубинному LP/HT андалузит-силлиманитовому типу (бьюкенский тип зональности), промежуточному между пиренейским и мичиганским типами зональности по классификации А. Хитанен (Hietanen, 1967). Его Р-Т условия соответствуют переходу от фации зеленых сланцев до границы между эпидот-амфиболитовой и амфиболитовой фациями. С приближением к надвигу породы St-And и Sil зон испытывают наложенный метаморфизм. Этот переход фиксируется по появлению в регионально-метаморфических породах кианита и фибролита – волокнистой игольчатой разновидности силлиманита (изограда кианита) с развитием предельной ассоциации Ky + St + Grt + Ms + Bt + Qz + Pl + + Sil + Fi с реликтами And. Временные соотношения между появлением кианита и фибролита не установлены. Область распространения пород кианит-ставролитовой субфации фации кианитовых сланцев ограничена разломом северо-западного простирания и не превышает в ширину 4–5 км, что наряду с секущим характером новых изоград свидетельствует о локальном характере наложенного метаморфизма. Появление Ky и развитие новых деформационных структур свидетельствует о том, что наложенный метаморфизм проходил в обстановке повышенного давления и может быть отнесен к Ky-Sil типу (барровианский тип зональности). Региональный метаморфизм And-Sil типа осуществлялся в широком диапазоне пиковых температур от 510°С в биотитовой зоне до 640°С в силлиманитовой зоне при изменении давления от 3.9 до 5.1 кбар, что свидетельствует о метаморфическом градиенте dT/dH = 25–35°С/км. Наложенный метаморфизм умеренных давлений Ky-Sil типа происходил при постепенном повышении давления от 5.65 до 7.15 кбар при незначительном повышении максимальной температуры (от 660 до 700°С) при приближении к надвигу, что указывает на весьма низкое значение dT/dH ≤ 10–12°С/км (Лиханов и др., 2011а).

Рис. 3.

Схематическая карта тейского полиметаморфического комплекса в среднем течении р. Тея и разрез по линии А–Б. 1 – песчаники и алевролиты чингасакской серии (RF3); 2 – филлиты углеродистые и двуслюдяные с гранатом и ставролитом кристаллические сланцы кординской свиты (RF1); 3 – биотит-амфиболовые кристаллические сланцы и мраморы рязановской свиты (PR1); 4 – кристаллические сланцы с полиморфами Al2SiO5 свиты хребта Карпинского (PR1); 5 – гнейсы, кристаллические сланцы, прослои амфиболитов, метакарбонатных пород и кварцитов малогаревской толщи (PR1); 6 – (а) разломы, (б) надвиги, (в) несогласные залегания; 7 – граниты Каламинского массива; 8 – точки отбора образцов; 9 – элементы залегания пород: (а) прямое и (б) опрокинутое; 10 – изограды появления индекс-минералов.

Относительно местоположения тейского участка, полканский и чапский участки располагаются северо-западнее в 40 и 70 км соответственно; маяконский участок находится в 80 км на юго-восток, а тисский участок – в 100 км на юго-запад (рис. 2).

Полканский участок, выделенный в междуречье Чапы–Гаревки–Тиса в районе горы Гаревский Полкан (рис. 2), принадлежит антиклинорию хребта Карпинского северо-западного простирания. В геологическом строении района принимают участие нижнепротерозойские (1650–1500 млн лет) регионально-метаморфические породы свиты хребта Карпинского с пологим (10°–15°), почти горизонтальным залеганием и мощностью около 3 км, слагающие Полканскую антиклиналь. В районе исследования наиболее удаленные от надвига метапелиты низких давлений представлены минеральной ассоциацией Ms + Chl + Bt + Cld + And + + St + Qz + Pl + Ilm, испытавшие с приближением к надвигу коллизионный метаморфизм умеренных давлений кианит-силлиманитового типа. Видимая мощность распространения этих пород, ограниченная на западе надвигом, на востоке – разломами северо-западного простирания, не превышает 4–5 км. В пределах этой территории по особенностям структурно-вещественного преобразования метапелитов параллельно шву надвига выделяются три метаморфические зоны. Предельная ассоциация Ky + St + Grt + Ms + Bt + + Qz + Pl + Sil с реликтами андалузита и хлоритоида возникла в условиях фации кианитовых сланцев (Лиханов и др., 2011а).

Маяконский участок находится в бассейнах рек Еруда и Чиримба, где мезопротерозойские (1350–1250 млн лет) осадочные породы кординской свиты испытали метаморфизм низких и умеренных давлений (Лиханов и др., 2001) (рис. 2). В районе исследования метапелиты низких давлений, представленные Ms + Chl + Bt + Cld + And + Qz + + Ilm ± Crd минеральной ассоциацией, образовались в условиях зеленосланцевой и эпидот-амфиболитовой фаций. Породы умеренных давлений, характеризующиеся ассоциацией Ms + Chl + Bt + Qz + + Ky + St + Grt + Ilm + Pl с реликтами андалузита и присутствием силлиманита и фибролита, метаморфизованы в условиях фации кианитовых сланцев. Они слагают зону шириной от 5 до 7 км и протяженностью не менее 20 км, ограниченную с востока Панимбинским надвигом северо-западного простирания, за которым (северо-восточнее) развиты нижнепротерозойские метатерригенно-карбонатные породы тейской серии. Параллельно шву Панимбинского надвига выделены три метаморфические зоны “наложенного” метаморфизма, различающиеся соотношением реликтовых и новообразованных минералов и степенью деформации пород (Лиханов и др., 2007).

Чапский участок расположен в среднем течении р. Чапа между устьями ее притоков Нижняя Ведуга и Еловая (Лиханов и др., 2008б) (рис. 2). В его геологическом строении принимают участие нижнепротерозойские (≥1650 млн лет) осадочно-метаморфические образования тейской серии, слагающие Чапскую антиклиналь, шарнир которой погружается в северо-западном направлении под углом 15°–30°. В ядре антиклинали выходят кварциты и кристаллические сланцы свиты хребта Карпинского; крылья антиклинали сложены метатерригенно-карбонатными породами (мраморы с подчиненным количеством кристаллических сланцев) пенченгинской свиты. В районе исследования наиболее удаленные от надвига метапелиты низких давлений пенченгинской свиты и свиты хребта Карпинского, представленные соответственно минеральными ассоциациями Ms + Chl + Bt + + Qz + Pl и And + St + Sil + Grt + Ms + Bt + + Qz + Chl, образовались в условиях зеленосланцевой и низов амфиболитовой фаций. Пространственный переход от регионально-метаморфических пород низких давлений к породам более высоких давлений фиксируется по одновременному появлению в породах кианита (изограда кианита). Ширина области распространения этих пород составляет 5–7 км и ограничена с востока надвигом северо-западного простирания (Лиханов и др., 2006).

Тисский участок, расположенный в нижнем течении р. Тис (рис. 2), является типичным для Гаревского комплекса, включающего также енисейский и гаревский участки. В районе исследования его породы представлены интенсивно деформированными и мигматизированными гнейсами и кристаллическими сланцами с предельной ассоциацией Grt + + Bt + Ms + Pl + Qz ± St ± Ilm ± Ky ± Sil ± And ± Ep cостава, пронизанными крутопадающими рассланцеванными дайками гранитов и габброидов (Лиханов и др., 2013б). Отличительной особенностью изученных метапелитов является развитие специфических порфиробласт граната с тремя контрастными зонами. Ядра сложены гранатом округлой или эллипсовидной формы c хаотически ориентированными включениями минералов основной массы. Их обрамляет средняя зона деформированного граната с обилием черных микровключений ильменита и графита. Внешняя оболочка сложена идиоморфным гранатом. Наряду с обильными включениями минералов основной массы, практически во всех зонах гранатов присутствуют монацит, а ксенотим и эпидот встречаются только во внутренней зоне (Likhanov et al., 2015).

Для всех изученных участков с ассоциацией “тройной точки” наблюдается похожая закономерность в изменении набора минеральных ассоциаций в аналогичных по температуре метаморфических зонах, но с различным соотношением реликтовых и новообразованных минералов и степенью деформации пород. Некоторые минералогические отличия обусловлены отсутствием кордиерита (чапский, тисский и полканский участки) и развитием хлоритоида (полканский и маяконский участки) на самых низких ступенях метаморфизма. Появление редких парагенезисов (Сld + Bt и Сld + Bt + And) и изменение характера зональности в метапелитах And-Sil типа полканского и маяконского участков может быть связано с большей устойчивостью Mn-граната на средних ступенях метаморфизма (Лиханов и др., 2005).

Микроструктурные взаимоотношения между полиморфами Al2SiO5 свидетельствуют о последовательном росте андалузита, силлиманита, фибролита и кианита при метаморфизме с преобладанием различных схем реакционных замещений между этими минералами (рис. 4). Для маяконского участка характерны следующие реакционные соотношения – And → Ky → Sil ± Fi; для полканского участка – And → Ky → Sil; для чапского участка – And → Sil + Ky; для тейского участка – And → Sil → → Ky + Fi. Эти особеннности обусловлены сложной метаморфической историей пород, связанной со сменой тектонических обстановок. Некоторые микротекстуры интерпретируются в шлифах неоднозначно. В этих случаях реакционные взаимоотношения между полиморфами Al2SiO5 предсказывались главным образом по наблюдаемой метаморфической зональности – последовательности смены закартированных изоград первого появления кианита/силлиманита и расчетам P-T-t трендов эволюции пород.

Рис. 4.

Микрофотографии петрографических шлифов метапелитов, иллюстрирующие микроструктурные взаимоотношения между полиморфами Al2SiO5. Схемы реакционных замещений для разных участков с ассоциацией “тройной точки”: (а, б – маяконский) And → Ky → → Sil ± Fi; (в – полканский) And → Ky + Sil; (г – чапский) And → Sil → Ky; (д, е –тейский) And → Sil → Ky + Fi.

ГЕОХИМИЧЕСКАЯ СПЕЦИФИКА И ОСОБЕННОСТИ ПРОИСХОЖДЕНИЯ ПОРОД

По химическому составу эти And + Ky + Sil-содержащие породы классифицируются как низкокальциевые (<1.5 мас. %) и умеренно-насыщенные К2О (3–4 мас. %) метапелиты, одновременно обогащенные железом (Fe2O3 до 12 мас. %) и глиноземом (Al2O3 до 28 мас. %). На петрохимической диаграмме Г. Симмса и Дж. Ферри (Symmes, Ferry, 1992) эти породы относятся к железистым (XFe = FeO/(FeO + MgO + MnO) = 0.6–0.8, в молях) и глиноземистым (XAl = (Al2O3 – 3K2O)/ (Al2O3 – 3K2O + FeO + MgO + MnO) = 0.4–0.6) метапелитам по сравнению со средними составами типичных метапелитов, характеризующихся значениями XFe = 0.52 и XAl = 0.13 (Shaw, 1956; Ague, 1991). В отличие от обычных метапелитов, на треугольной диаграмме AFM (Thompson, 1957) область таких химических составов располагается выше конноды гранат–хлорит (рис. 5). Содержания редких элементов и их индикаторных отношений в изученных метапелитах разных комплексов похожи (Лиханов и др., 2008а; Лиханов, Ревердатто, 2011; Likhanov et al., 2015). Совокупности распределения РЗЭ, нормированные к составу хондрита, для большинства метапелитов характеризуются четко выраженной отрицательной европиевой аномалией Eu/Eu* и имеют существенный отрицательный наклон концентрационного профиля, о чем свидетельствуют повышенные величины отношений (La/Yb)n, (Gd/Yb)n и LREE/HREE. Такие геохимические особенности пород обусловлены присутствием в детритовом материале продуктов эрозии гранитоидов (Likhanov, Reverdatto, 2007). Унаследованность первичного состава магматического субстрата подтверждается высокой положительной линейной корреляцией между содержаниями высокозарядных некогерентных элементов – Zr, Hf, Y, Ta, Nb (Likhanov, Reverdatto, 2008). На их происхождение из протолитов кислого состава указывают также повышенные отношения Th/Sc, Th/U и пониженные Co/Th относительно среднего состава постархейских глинистых сланцев. Ранними реконструкциями протолита, аналогичного по составу железисто-глиноземистым метапелитам гаревского и тейского комплексов, было установлено, что они представляют собой переотложенные и метаморфизованные продукты докембрийских кор выветривания каолинитового типа (Лиханов и др., 2008б). Образование протолита этих пород происходило за счет размыва палеопротерозойских гранитогнейсов Сибирского кратона с возрастом в диапазоне 1.9–2.1 млрд лет (Лиханов, Ревердатто, 2011). Об этом же свидетельствует присутствие в источниках сноса во время формирования тейской и малогаревской толщ высокодифференцированного гранитного материала (Ножкин и др., 2008).

Рис. 5.

Диаграмма AFM, иллюстрирующая химические составы пород и минералов типичных (затемненный эллипс, вытянутый в направлении F–M) и железисто-глиноземистых метапелитов (затемненный эллипс, вытянутый в направлении вершины А) (Likhanov, 1988). Звездочкой показан средний состав типичных метапелитов (Ague, 1991; Symmes, Ferry, 1992).

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ: СВИДЕТЕЛЬСТВА ПОЛИМЕТАМОРФИЗМА

Анализ полученных данных о развитии земной коры в регионе позволяет выявить особенности и установить индикаторные признаки полиметаморфизма. Наложение более поздних минеральных ассоциаций на ранние в ходе разных геодинамических событий четко диагностируется по реакционным структурам и химической зональности минералов, конфигурации Р-Т трендов и изотопным датировкам (Лиханов, 2020).

По результатам геолого-структурных, минералого-петрологических и изотопно-геохронологических исследований метаморфических комплексов Заангарья Енисейского кряжа были выделены несколько этапов в их развитии, различающиеся термодинамическими режимами и величинами метаморфических градиентов. Во всех изученных случаях неопротерозойский Ky-Sil метаморфизм умеренных давлений накладывался на регионально-метаморфические андалузитсодержащие породы низких давлений (Лиханов и др., 2011а). Зональные метаморфические комплексы низких давлений LP/HT (Р = 3.9–5.1 кбар, Т = 510–640°С) андалузит-силлиманитового типа сформировались при типичном для орогенеза метаморфическом градиенте dT/dH = 20–30°С/км. В последовательности пород Ky-Sil метаморфизма тейского комплекса наиболее высокобарические и высокотемпературные метапелиты чапского (Р = 5.8–8.4 кбар, Т = 630–710°С, dT/dH = 12–14°С/км), тейского (Р = 5.65–7.15 кбар, Т = 650–700°С, dT/dH = 10–12°С/км) и полканского (Р = 5.0–7.3 кбар, Т = 575–645°С, dT/dH = 8–10°С/км) участков встречаются на севере региона и приурочены к более древним нижнепротерозойским толщам тейской серии (Лиханов и др., 2009). По сравнению с ними метапелиты маяконкого участка, залегающие южнее среди более молодых среднерифейских пород кординской свиты, отличаются несколько пониженными значениями Р-Т параметров и метаморфического градиента (Р = = 4.5–6.7 кбар, Т = 560–600°С, dT/dH = 6–7°С/км) (см. рис. 1). Метапелиты тисского участка гаревского комплекса занимают промежуточное положение (Р = 4.8–7.4 кбар, Т = 580–640°С, dT/dH = 8–10°С/км). Максимальные значения Р-Т параметров свойственны метапелитам чапского участка, характеризующихся повсеместным присутствием силлиманита практически во всех метаморфических зонах. В других проявлениях метаморфизма Ky-Sil типа силлиманит встречается реже. Фибролит, как правило, появляется локально вблизи гранитов (маяконский и тейский участок), что может свидетельствовать об его контактово-метаморфическом происхождении при внедрении интрузий (Likhanov et al., 2001).

В целом среди общих геологических и петрологических особенностей Ky-Sil метаморфизма выделяются: развитие деформационных структур и кианитсодержащих бластомилонитов по андалузитсодержащим породам регионального метаморфизма, незначительная видимая мощность зонального метаморфизма умеренных давлений (от 2.5 до 7 км) и постепенное повышение общего давления при приближении к надвигам (от 4.5–5 до 6.5–8 кбар) при незначительных вариациях температуры, что свидетельствует о весьма низком метаморфическом градиенте от 7 до 14°С/км. Эти особенности являются характерными признаками коллизионного метаморфизма, обусловленного тектоническим утолщением земной коры в результате надвига с последующим быстрым подъемом и эрозией (Likhanov, Reverdatto, 2011). Надвигание блоков пород осуществлялось в зонах глубинных разломов со стороны Сибирского кратона (тейский, маяконский и чапский участки) или в результате встречных движений в зоне оперяющих разломов более высокого порядка (полканский и тисский участки). В рамках этой модели низкие значения геотермического градиента и слабое развитие температурной зональности в метаморфических комплексах коллизионных орогенов связывались с относительной кратковременностью событий и с тем, что не было достигнуто термическое равновесие между взаимодействующими блоками пород на соответствующих глубинах из-за тепловой инерции относительно давления (Коробейников и др., 2006). С учетом данных по кинетике обратных метаморфических реакций для этого необходимы относительно высокая скорость подъема погруженных на глубину пород и отсутствие флюидов на раннем этапе быстрой эксгумации (Скляров, 2006; Скляров и др., 2020), что могло служить причиной сохранности умеренно-барических ассоциаций прогрессивного метаморфизма в областях с надвиговой тектоникой. По результатам геотермобарометрии и 40Ar-39Ar датировкам по слюдам была рассчитана скорость эксгумации пород для полканского участка, равная ~0.4 мм/год (Лиханов и др., 2011а; Likhanov et al., 2015). Эта величина близка с рассчитанными величинами скорости надвига с использованием теплофизического моделирования для маяконского участка 350 м/млн лет (Likhanov et al., 2004) и согласуется с результатами других авторов по 40Ar-39Ar датировкам (Corsini et al., 2010) и возрастам, полученным трековым методом по апатиту (Leech, Stockli, 2000). Полученные P-T тренды метаморфизма для изученных пород тейского и гаревского комплексов согласуются с Р-Т эволюцией метаморфических пород из других коллизионных орогенов мира, где прогрессивные преобразования And → Ky объяснялись тектоническим утолщением коры в связи с надвиговой тектоникой (Spear et al., 2002; Beddoe-Stephens, 1990 и др.).

Отличительными структурно-текстурными характеристиками умеренно-барических пород Ky-Sil типа от And-Sil фациальных серий являются линейная деформационная гнейсовидность, наличие упорядоченных структур катакластического и пластического течения, растяжение и разрыв складок течения с кулисообразной морфологией, полоски излома в слюдах, “тени давления” перекристаллизованного кварца, S-образные и сильно деформированные зерна граната со структурами “снежного кома”, разрывы минеральных зерен со смещением и формированием “лоскутных” полосок, параллельное распределение мелкозернистых линзообразных минеральных агрегатов, а также рассланцевание и катаклаз (Козлов и др., 2012; Козловский и др., 2020; Лю и др., 2019; Likhanov et al., 2018).

В числе главных минералогических признаков, указывающих на наложение более высокобарического этапа метаморфизма, наиболее важным является характер зональности гранатов, проявленный в значительном росте содержания гроссулярового (от 1 до 6 мас. %) и уменьшении спессартинового компонентов синхронно со слабыми вариациями других миналов (Лиханов, Ревердатто, 2014б). В то же время биотиты в ассоциации с андалузитом и силлиманитом отличаются от биотитов в метапелитах Ky-Sil типа пониженным содержанием Ti (0.1–0.15 против 0.15–0.2 форм. ед.) и повышенным содержанием Si (2.8–3.0 против 2.65–2.75 форм. ед.) и AlVI (0.8–0.9 против 0.35–0.45 форм. ед.). Во всех случаях крутые положительные наклоны P-T трендов эволюции наложенного метаморфизма коррелировали с относительно резким повышением содержания Grs компонента и значительным уменьшением Sps минала при малом уменьшении железистости (FeO/(FeO + MgO + MnO)), обусловленным слабыми вариациями Prp и Alm компонентов. Детальные микрофотографии гранатов и их концентрационные профили для рассмотренных участков приведены в (Лиханов и др., 2001, 2009, 2011а, 2013в; Лиханов, Ревердатто, 2011; Likhanov et al., 2004, 2015; Reverdatto et al., 2019). Похожая зональность гранатов и соответственно аналогичные P-T тренды метаморфизма характерны для большинства надвиговых областей Новой Англии в США (Spear et al., 1990, 2002; Kohn et al., 1992) и провинции Мойн в Шотландии (Сutts et al., 2010), отличающихся низким метаморфическим градиентом. Эти наблюдения также согласуются с данными по профилированию зональных гранатов из достоверно полиметаморфических комплексов, где датирование этапов метаморфизма осуществлялось in situ по включениям монацитов и ксенотимов в разных генерациях граната (Cutts et al., 2010; Likhanov et al., 2015). Интересная редкая зональность обнаружена в полициклических гранатах из гнейсов Австроальпийского фундамента Тауэрн Уиндоу, сформированная при коллизии континент–континент в ходе раннеальпийской орогении. Там, на границе между разными генерациями граната, происходит почти вертикальный скачок гроссулярового компонента от Grs5 (1 мас. % CaO) до Grs19 (7 мас. % CaO) при незначительном снижении MgO, вслед за которым формируется проградная зональность в Grt кайме со снижением гроссулярового компонента и с резким ростом пиропового минала, символизирующими увеличение, главным образом, температуры (Bestel et al., 2009; Gaides et al., 2008; Faryad, Chakraborty, 2005). Установленная специфика химической зональности гранатов, проявленная в значительном росте содержания гроссулярового и уменьшении спессартинового компонентов синхронно со слабыми вариациями других миналов, является характерным диагностическим признаком коллизионных процессов в метапелитах (Козаков и др., 2019а, 2019б). В противоположность этому для гранатов, сформированных при обычном для орогенеза метаморфическом градиенте, типичны синхронные плавные повышения содержаний CaO и MgO в новообразованных оболочках при уменьшении содержания спессартинового минала и общей железистости, указывающие на равномерный рост давления и температуры при одноактном метаморфизме (Spear, 1989, 1993).

Дополнительными индикаторными признаками полиметаморфизма могут служить геохимические закономерности поведения главных и редких элементов в зональных гранатах и содержащихся в них минеральных включениях, сформированных при прогрессивном и регрессивном метаморфизме пелитов. Как правило, рост температуры и давления сопровождается уменьшением концентрации Y и HREE в гранатах (Скублов, 2005). Это подтверждается систематическими наблюдениями отрицательной корреляции между содержаниями СaO и HREE при формировании прогрессивной зональности в гранатах, испытавших наложенный метаморфизм, указывающими, что эти элементы, занимающие одну кристаллохимическую позицию, могут замещать друг друга при метаморфизме (van Westrenen et al., 2003). Это обосновывается схожими величинами ионных радиусов HREE (1.01–1.05 Å) и Y (1.04 Å) с ионным радиусом Са (1.04 Å) (Ague, Carlson, 2013). В качестве преобладающего механизма для сохранения баланса заряда предполагается гетеровалентный изоморфизм по следующей схеме: AREE3+ + BFe2+ = = ACa2+ + BAl3+ (Carlson, 2012). Эта реакция включает перекрестный катионный обмен Mg2+ или Fe2+ на Al3+ в октаэдрических позициях с одновременным катионным обменом REE3+ и Y на Ca2+ в позициях AO8-полиэдров с координационным числом, равным 8 (Likhanov, 2018).

Полицикличность проявлений метаморфизма разных типов в Заангарье Енисейского кряжа, различающихся термодинамическими режимами и величинами метаморфических градиентов, подтверждается U-Pb (SHRIMP-II) и 40Ar-39Ar датировками. На первом этапе сформировались высокоградиентные зональные комплексы низких давлений And-Sil типа с гренвильским возрастом ~1050–950 млн лет при обычном для орогенеза метаморфическом градиенте dT/dH = 25–35°С/км (Ножкин и др., 2011). На втором этапе эти породы подверглись неопротерозойскому (с двумя пиками – 854–862 и 798–802 млн лет; Лиханов и др., 2011) коллизионному метаморфизму умеренных давлений Ky-Sil типа с локальным повышением давления вблизи надвигов, в результате чего происходило прогрессивное замещение And → Ky ± Sil и образование новых минеральных ассоциаций и деформационных структур. Формирование более древних метаморфических комплексов Ky-Sil типа (маяконский, тейский и чапский участки) происходило в результате надвига на Енисейский кряж блоков пород со стороны Сибирского кратона на рубеже ~850 млн лет, что подтверждается геофизическими данными и результатами исследований природы и возраста источников сноса (Лиханов и др., 2014). Поздний повторный коллизионный метаморфизм с возрастом ~800 млн лет обусловлен встречными движениями мелких блоков восточного направления в зоне оперяющих разломов более высокого порядка (гаревский и тисский участки) в результате аккреционно-коллизионных событий вальгальской складчатости (Likhanov, Santosh, 2019). Заключительные стадии развития коллизионного орогена в регионе маркируются дайковыми роями бимодальных ассоциаций анорогенных гранитоидов и внутриплитных базитов рифтогенной природы с возрастами внедрения 797–792 млн лет, связанными с неопротерозойскими процессами растяжения коры вдоль западной окраины Сибирского кратона и началом распада суперконтинента Родиния (Likhanov, Santosh, 2017).

Вблизи гранитоидных плутонов в гипабиссальных условиях (тейский и маяконский участки) локально проявлен наложенный термальный метаморфизм позднерифейского возраста в условиях высокого метаморфического градиента с dT/dH > 100°С/км (Likhanov et al., 2001). Привнос дополнительного тепла со стороны Каламинского и Чиримбинского интрузивных массивов мог служить причиной появления Fi ± Sil ассоциации в метапелитах умеренных давлений, изначально не отвечающих P-T области стабильности фибролита и силлиманита.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Секущий характер наложенных изоград в изученных зональных ореолах, специфика распределения главных и редких химических элементов в зональных минералах, а также видимые различия в структурно-текстурных особенностях и Р-Т условиях формирования, величинах метаморфических градиентов и изотопных датировках разных типов метаморфизма свидетельствуют о последовательном росте полиморфов Al2SiO5, связанном со сложной полиметаморфической историей при смене тектонических условий. Анализ этих данных позволяет сформулировать важные следствия. Во всех случаях минералы Al2SiO5 образовались в разное время и не могут считаться стабильными одновременно, хотя P-T тренды полиморфов могли проходить вблизи или непосредственно через “тройную точку”. Это подтверждает выводы Д. Паттисона (Pattison, 2001), что минеральная ассоциация “тройной точки” Al2SiO5 невозможна в метапелитах обычного химического состава. Полиметаморфический характер зональности для высокоглиноземистых метапелитов Енисейского кряжа хорошо согласуется с доказательствами последовательного роста полиморфов в аналогичных по составу породах Новой Англии (Florence et al., 1993; Spear et al., 2002). В этих работах было продемонстрировано, что район Маунт Мусилок, ранее считавшийся эталонным примером одноактных зональных ореолов, являлся частью надвиговой структуры, где And-Sil породы низких давлений испытали Ky-Sil метаморфизм умеренных давлений вблизи разломов. Установленное отсутствие изотопного равновесия между всеми полиморфами Al2SiO5 (Larson, Sharp, 2000) подтверждает выводы Д. Паттисона (Pattison, 2001) о неустойчивости минерального парагенезиса “тройной точки” в метапелитах обычного химического состава, располагающися ниже конноды гранат–хлорит. Сравнительный анализ с другими классическими проявлениями в США и Европе, где исследовалась эволюция метаморфических комплексов с тремя алюмосиликатами (Grover et al., 1992; Williams, Karlstrom, 1996; Carey et al., 1992; Daniel et al., 1992; Reche et al., 1998; Whitney, 2002), позволяет заключить, что минеральная ассоциация “тройной точки” Al2SiO5, в которой все три полиморфа находятся в стабильном равновесии, не устойчива в метапелитах любого химического состава. Из этого следует, что в природе не существует истинных парагенезисов “тройной точки”, так как нигде за пределами лаборатории пока не обнаружено таких пород, в которых три разных полиморфа Al2SiO5 росли бы одновременно при одинаковых Р-Т условиях и при этом были бы уравновешены в отношении всех компонентов. Эти минералы всегда находились в реакционных соотношениях, т.е. формировались разновременно. Это означает, что использование таких ассоциаций для оценки Р-Т параметров метаморфизма и калибровки геотермобарометров не совсем корректно и может являться причиной значительных ошибок.

Соотношения устойчивости природных алюмосиликатов нуждаются в дальнейшем изучении. И даже в том случае, когда взаимоотношения в рассматриваемой системе будут выявлены достаточно полно, при приложении экспериментальных данных к природным объектам следует, прежде всего, учитывать влияние компонентов-примесей и кинетику протекания реакции, и образования центров кристаллизации, а не термодинамику полиморфных превращений. Это положение особенно справедливо применительно к силлиманиту, который в природных условиях в значительной мере не зависит от других полиморфных модификаций силиката алюминия и почти всегда образуется в результате реакций с синхронной кристаллизацией слюды (Kerrick, 1990). Автор полагает, что парагенезисы “тройной точки” имеют большое значение не столько для обоснования конкретных условий температуры и давления, сколько для привлечения внимания к природе самих процессов полиметаморфизма.

Благодарности. Автор глубоко признателен рецензентам – Ш.К. Балтыбаеву и П.Я. Азимову – за конструктивные замечания и ценные рекомендации, способствующие улучшению манускрипта.

Источники финансирования. Работа выполнена по плану научно-исследовательских работ ИГМ СО РАН им. В.С. Соболева и по проекту РФФИ (№ 18-05-00152).

Список литературы

  1. Егоров А.С. Глубинное строение и геодинамика литосферы северной Евразии (по результатам геолого-геофизического моделирования вдоль геотраверсов России). Спб.: ВСЕГЕИ, 2004. 199 с.

  2. Козаков И.К., Сальникова Е.Б., Анисимова И.А. и др. Тектоническая позиция метаморфических поясов позднего неопротерозоя–раннего палеозоя в структуре Тувино-Монгольского террейна Центрально-Азиатского складчатого пояса // Петрология. 2019а. Т. 27. № 3. С. 223–257.

  3. Козаков И.К., Козловский А.М., Ярмолюк В.В. и др. Геодинамические обстановки формирования поли- и монометаморфических комплексов Южно-Алтайского метаморфического пояса, Центрально-Азиатский складчатый пояс // Петрология. 2019б. Т. 27. № 4. С. 401–419.

  4. Козлов П.С., Лиханов И.И., Ревердатто В.В., Зиновьев С.В. Тектоно-метаморфическая эволюция гаревского полиметаморфического комплекса Енисейского кряжа // Геология и геофизика. 2012. Т. 53. № 11. С. 1476–1496.

  5. Козлов П.С., Филиппов Ю.Ф., Лиханов И.И., Ножкин А.Д. Геодинамическая модель эволюции Приенисейской палеосубдукционной зоны в неопротерозое (западная окраина Сибирского кратона), Россия // Геотектоника. 2020. Т. 54. № 1. С. 62–78.

  6. Козловский В.М., Травин В.В., Саватенков В.М. и др. Термобарометрия палеопротерозойских метаморфических событий центральной части Беломорского подвижного пояса, Северная Карелия // Петрология. 2020. Т. 28. № 2. С. 183–206.

  7. Коробейников С.Н., Полянский О.П., Лиханов И.И. и др. Математическое моделирование надвига как причины формирования андалузит-кианитовой метаморфической зональности в Енисейском кряже // Докл. АН. 2006. Т. 408. № 4. С. 512–516.

  8. Кориковский С.П. Фации метаморфизма метапелитов. М.: Наука, 1979. 263 с.

  9. Лепезин Г.Г., Каргополов С.А., Жираковский В.А. Минералы группы силлиманита как новое перспективное сырье для алюминиевой промышленности России // Геология и геофизика. 2010. Т. 51. № 12. С. 1605–1617.

  10. Лиханов И.И. Минеральные реакции в высокоглиноземистых и железистых роговиках в связи с проблемой устойчивости редких минеральных парагенезисов контактового метаморфизма // Геология и геофизика. 2003. Т. 44. № 4. С. 305–316.

  11. Лиханов И.И. Метаморфические индикаторы геодинамических обстановок коллизии, растяжения и сдвиговых зон земной коры // Петрология. 2020. Т. 28. № 1. С. 4–22.

  12. Лиханов И.И., Ревердатто В.В. Нижнепротерозойские метапелиты Енисейского кряжа: природа и возраст протолита, поведение вещества при коллизионном метаморфизме // Геохимия. 2011. Т. 49. № 3. С. 239–267.

  13. Лиханов И.И., Ревердатто В.В. Геохимия, возраст и особенности петрогенезиса пород гаревского метаморфического комплекса Енисейского кряжа // Геохимия. 2014а. Т. 52. № 1. С. 3–25.

  14. Лиханов И.И., Ревердатто В.В. Р-Т-t эволюция метаморфизма в Заангарье Енисейского кряжа: петрологические и геодинамические следствия // Геология и геофизика. 2014б. Т. 55. № 3. С. 385–416.

  15. Лиханов И.И., Полянский О.П., Ревердатто В.В. и др. Метаморфическая эволюция высокоглиноземистых метапелитов вблизи Панимбинского надвига (Енисейский кряж): минеральные ассоциации, Р-Т параметры и тектоническая модель // Геология и геофизика. 2001. Т. 42. № 8. С. 1205–1220.

  16. Лиханов И.И., Ревердатто В.В., Селятицкий А.Ю. Минеральные равновесия и Р-Т диаграмма для железисто-глиноземистых метапелитов в системе KFMASH (K2O–FeO–MgO–Al2O3–SiO2–H2O) // Петрология. 2005. Т. 13. № 1. С. 81–92.

  17. Лиханов И.И., Козлов П.С., Попов Н.В. и др. Коллизионный метаморфизм как результат надвигов в заангарской части Енисейского кряжа // Докл. АН. 2006. Т. 411. № 2. С. 235–239.

  18. Лиханов И.И., Козлов П.С., Полянский О.П. и др. Нео-протерозойский возраст коллизионного метаморфизма в Заангарье Енисейского кряжа (по 40Ar-39Ar данным) // Докл. АН. 2007. Т. 412. № 6. С. 799–803.

  19. Лиханов И.И., Ревердатто В.В., Вершинин А.Е. Железисто-глиноземистые метапелиты тейской серии Енисейского кряжа: геохимия, природа протолита и особенности поведения вещества при метаморфизме // Геохимия. 2008а. Т. 46. № 1. С. 20–41.

  20. Лиханов И.И., Ревердатто В.В., Козлов П.С., Попов Н.В. Коллизионный метаморфизм докембрийских комплексов в заангарской части Енисейского кряжа // Петрология. 2008б. Т. 16. № 2. С. 148–173.

  21. Лиханов И.И., Ревердатто В.В., Козлов П.С., Попов Н.В. Кианит-силлиманитовый метаморфизм докембрийских комплексов Заангарья Енисейского кряжа // Геология и геофизика. 2009. Т. 50. С. 1335–1356.

  22. Лиханов И.И., Ревердатто В.В., Козлов П.С. Коллизионные метаморфические комплексы Енисейского кряжа: особенности эволюции, возрастные рубежи и скорость эксгумации // Геология и геофизика. 2011а. Т. 52. № 10. С. 1593–1611.

  23. Лиханов И.И., Ревердатто В.В., Козлов П.С., Вершинин А.Е. Тейский полиметаморфический комплекс в Заангарье Енисейского кряжа – пример совмещенной зональности фациальных серий низких и умеренных давлений // Докл. АН. 2011б. Т. 436. № 4. С. 509–514.

  24. Лиханов И.И., Ревердатто В.В., Козлов П.С. и др. Реконструкция неопротерозойской метаморфической истории Заангарья Енисейского кряжа по данным Th–U–Pb датирования монацита и ксенотима в зональных гранатах // Докл. АН. 2013а. Т. 450. № 3. С. 329–334.

  25. Лиханов И.И., Ревердатто В.В., Козлов П.С., Зиновьев С.В. Неопротерозойский дайковый пояс Заангарья Енисейского кряжа как индикатор процессов растяжения и распада Родинии // Докл. АН. 2013б. Т. 450. № 6. С. 685–690.

  26. Лиханов И.И., Ревердатто В.В., Козлов П.С. и др. Зональность граната как следствие трех метаморфических событий в докембрийской истории Заангарья Енисейского кряжа // Петрология. 2013в. Т. 21. № 6. С. 612–631.

  27. Лиханов И.И., Ножкин А.Д., Ревердатто В.В., Козлов П.С. Гренвильские тектонические события и эволюция Енисейского кряжа, западная окраина Сибирского кратона // Геотектоника. 2014. № 5. С. 32–53.

  28. Лиханов И.И., Ножкин А.Д., Савко К.А. Аккреционная тектоника западной окраины Сибирского кратона // Геотектоника. 2018. Т. 52. № 1. С. 28–51.

  29. Лю И., Перчук А.Л., Арискин А.А. Высокобарный метаморфизм в перидотитовом кумулате комплекса Марун-Кеу, Полярный Урал // Петрология. 2019. Т. 27. № 4. С. 357–400.

  30. Митрофанов Г.Л., Мордовская Т.В., Никольский Ф.В. Структуры скучивания коры некоторых окраинных частей Сибирской платформы. Тектоника платформенных областей. Новосибирск: Наука, 1988. С. 169–173.

  31. Ножкин А.Д., Туркина О.М., Маслов А.В. и др. Sm-Nd-изотопная систематика метапелитов докембрия Енисейского кряжа и вариации возраста источников сноса // Докл. АН. 2008. Т. 423. № 6. С. 795–800.

  32. Ножкин А.Д., Борисенко А.С., Неволько П.А. Этапы позднепротерозойского магматизма и возрастные рубежи золотого оруденения Енисейского кряжа // Геология и геофизика. 2011. Т. 52. № 1. С. 158–181.

  33. Ножкин А.Д., Дмитриева Н.В., Лиханов И.И. и др. Геохимические и изотопно-геохронологические свидетельства субсинхронного островодужного магматизма и терригенной седиментации (Предивинский террейн Енисейского кряжа) // Геология и геофизика. 2016. Т. 57. № 11. С. 1992–2014.

  34. Ревердатто В.В., Лиханов И.И., Полянский О.П. и др. Природа и модели метаморфизма. Новосибирск: Изд-во СО РАН, 2017. 331 с.

  35. Сальников А.С. Сейсмологическое строение земной коры платформенных и складчатых областей Сибири по данным региональных сейсмических исследований преломленными волнами. Новосибирск: Изд-во СНИИГГиМС, 2009. 132 с.

  36. Сафонов О.Г., Бутвина В.Г., Лиманов Е.В., Косова С.А. Минеральные индикаторы реакций с участием солевых компонентов флюидов в глубокой литосфере // Петрология. 2019. Т. 27. № 6. С. 715–736.

  37. Скляров Е.В. Механизмы эксгумации метаморфических комплексов // Геология и геофизика. 2006. Т. 47. № 1. С. 71–75.

  38. Скляров Е.В., Лавренчук А.В., Федоровский В.С. и др. Региональный контактовый метаморфизм и автометаморфизм Ольхонского террейна, Западное Прибайкалье // Петрология. 2020. Т. 28. № 1. С. 55–71.

  39. Скублов С.Г. Геохимия редкоземельных элементов в породообразующих метаморфических минералах. СПб.: Наука, 2005. 147 с.

  40. Старосельцев В.С., Мигурский А.В., Старосельцев К.В. Енисейский кряж и его сочленение с Западно-Сибирской плитой и Сибирской платформой // Геология и геофизика. 2003. Т. 44. № 1–2. С. 76–85.

  41. Ague J.J. Evidence for major mass transfer and volume strain during regional metamorphism of pelites // Geology. 1991. V. 19. P. 855–858.

  42. Ague J.J., Carlson W.D. Metamorphism as garnet sees it: the kinetics of nucleation and growth, equilibration, and diffusional relaxation // Elements. 2013. P. 439–445.

  43. Beddoe-Stephens B. Pressures and temperatures of Dalradian metamorphism and the andalusite-kyanite transformation in the northeast Grampians // Scottish J. Geol. 1990. V. 26. P. 3–14.

  44. Berman R.G. Internally consistent thermodynamic data for minerals in the system Na2O–K2O–CaO–FeO–MgO–Al2O3–SiO2–TiO2–H2O–CO2 // J. Petrology. 1988. V. 29. P. 455–522.

  45. Bestel M., Gawronski T., Abart R., Rhede D. Compositional zoning of garnet porphyroblasts from the polymetamorphic Wölz Complex, Eastern Alps // Mineralogy and Petrology. 2009. V. 97. P. 173–188.

  46. Bohlen S.R., Montana A.L., Kerrick D.M. Precise determinations of the equilibria kyanite = sillimanite and kyanite = andalusite, and a revised triple point for Al2SiO5 polymorphs // American Mineralogist. 1991. V. 76. P. 677–680.

  47. Carey J.W. A thermodynamic formulation of hydrous cordi-erite // Contributions to Mineralogy and Petrology. 1995. V. 119. P. 155–165.

  48. Carey J.W., Rice J.M., Grover T.W. Petrology of aluminous schist in the Boehls Butte region of Northern Idaho: Geologic history and aluminumsilicate phase relations // American J. Science. 1992. V. 292. P. 455–473.

  49. Carlson W.D. Rates and mechanism of Y, REE, and Cr diffusion in garnet // American Mineralogist. 2012. V. 97. P. 1598–1618.

  50. Cesare B. Multi-stage pseudomorphic replacement of garnet during polymetamorphism: 2. Algebraic analysis of mineral assemblages // J. Metamorphic Geology. 1999. V. 17. P. 735–746.

  51. Chatterjee N.D., Johannes W.S. Thermal stability and standard thermodynamic properties of synthetic 2M1-muscovite, KAl2Al3Si3O10(OH)2 // Contributions to Mineralogy and Petrology. 1974. V. 48. P. 89–114.

  52. Connolly J.A.D., Cesare B. C-O-H-S fluid compositions and oxygen fugacity in graphitic metapelites // J. Metamorphic Geology. 1993. V. 11. P. 379–388.

  53. Corsini M., Bosse V., Feraud G. et al. Exhumation processes during post-collisional stage in the Variscan belt revealed by detailed 40Ar/39Ar study (Tanneron Massif, SE France) // International J. Earth Sciences. 2010. V. 99. P. 327–341.

  54. Cutts K.A., Kinny P.D., Strachan R.A. et al. Three metamorphic events recorded in a single garnet: Integrated phase modelling, in situ LA-ICP-MS and SIMS geochronology from the Moine Supergroup, NW Scotland // J. Metamorphic Geology. 2010. V. 28. P. 249–267.

  55. Daniel C.G., Thompson A.G., Grambling J.A. Decompressional metamorphic P-T paths from kyanite-sillimanite-andalusite bearing rocks in North-Central New Mexico // Geological Society of America Annual Meeting–Abstracts with Program. 1992. V. 24. P. A264.

  56. Faryad S.W., Chakraborty S. Duration of Eo-Alpine metamorphic events obtained from multicomponent diffusion modeling of garnet: a case study from the Eastern Alps // Contributions to Mineralogy and Petrology. 2005. V. 150. P. 306–318.

  57. Florence F.P., Spear F.S., Kohn M.J. P-T paths from northwestern New Hampshire: Metamorphic evidence for stacking in a thrust/nappe complex // American J. Science. 1993. V. 293. P. 937–979.

  58. Gaides F., De Capitani C., Abart R., Schuster R. Prograde garnet growth along complex P-T-t paths: results from numerical experiments on polyphase garnet from the Wolz complex (Austroalpine basement) // Contributions to Mine-ralogy and Petrology. 2008. V. 155. P. 673–688.

  59. Graesner T., Schenk V. Low-pressure metamorphism of Paleozoic pelites in the Aspromonte southern Calabria: constraints for the thermal evolution in the Calabrian crustal cross-section during the Hercynian orogeny // J. Metamorphic Geology. 1999. V. 17. P. 152–172.

  60. Grambling J.A. Kyanite, andalusite, sillimanite and related mineral assemblages in the Truchas Peaks region, New Mexico // American Mineralogist. 1981. V. 66. P. 702–722.

  61. Grambling J.A., Williams M.L. The effect of Fe3+ and Mn3+ on aluminum silicate phase relations in north-central New Mexico, USA // J. Petrology. 1985. V. 26. P. 324–354.

  62. Greenwood H.J. Buffering of pore fluids by metamorphic reactions // American J. Science. 1975. V. 275. P. 573–593.

  63. Grover T.W., Rice J.M., Carey J.W. Petrology of aluminous schists in the Boehls Butte region of Northern Idaho: Phase equilibria and P-T evolution // American J. Science. 1992. V. 292. P. 474–507.

  64. Haas H., Holdaway M.J. Equilibria in the system Al2O3–SiO2–H2O involving the stability limits of pyrophyllite, and thermodynamic data of pyrophyllite // American J. Scien-ces. 1973. V. 273. P. 348–357.

  65. Hietanen A. Kyanite, andalusite and sillimanite in the schists in Boehls Butte quadrangle, Idaho // American Mineralogist. 1956. V. 41. P. 1–27.

  66. Hietanen A. On the facies series in various types of metamorphism // J. Geology. 1967. V. 75. P. 187–214.

  67. Hodges K.V., Spear F.S. Geothermometry, geobarometry and the Al2SiO5 triple point at Mt. Moosilauke, New Hampshire // American Mineralogist. 1982. V. 67. P. 1118–1134.

  68. Holdaway M.J. Significance of chloritoid and staurolite-bearing rocks in the Picuris Range, New Mexico // Geological Society of American Bulletin. 1978. V. 89. P. 1404–1414.

  69. Holdaway M.J. Stability of andalusite and the aluminum silicate phase diagram // American J. Sciences. 1971. V. 271. P. 97–131.

  70. Holdaway M.J., Goodge J.W. Rock pressure vs. fluid pressure as a controlling influence on mineral stability: An example from New Mexico // American Mineralogist. 1990. V. 75. P. 1043–1058.

  71. Holdaway M.J., Lee S.M. Fe-Mg cordierite stability in high-grade pelitic rocks based on experimental, theoretical, and natural observations // Contributions to Mineralogy and Petrology. 1977. V. 63. P. 175–198.

  72. Holdaway M.J., Mukhopadhyay B. A re-evaluation of the stability relations of andalusite: thermochemical data and phase diagram for the aluminum silicates // American Mineralogist. 1993. V. 78. P. 298–315.

  73. Holland T.J.B., Powell R. An internally consistent thermodynamic dataset with uncertainties and correlations: 2. Data and results // J. Metamorphic Geology. 1985. V. 3. P. 343–370.

  74. Kerrick D.M. The Al2SiO5 polymorphs // Mineralogical Society of America. Reviews in Mineralogy. 1990. V. 22. P. 406.

  75. Kerrick D.M., Heninger S.G. The andalusite-sillimanite equilibrium revisited // Geological Society of America Abstracts with Programs. 1984. V. 16. P. 558.

  76. Kohn M.J., Orange D.L., Spear F.S. et al. Pressure, temperature, and structural evolution of west-central New Hampshire: hot thrusts over cold basement // J. Petrology. 1992. V. 33. P. 521–556.

  77. Kozlov P.S. Metamorphism, P-T-t conditions of formation, and prospects for the practical use of Al2O3 polymorphs, chloritoid, and staurolite (Yenisei Ridge) // IOP Conference Series: Earth and Environmental Science. 2017. V. 110. 012010.

  78. Larson T., Sharp Z. Isotopic disequilibrium in the classic triple-point localities of New Mexico // Geological Society of America Annual Meeting Abstract Volume. 2000. V. 32. P. 297–298.

  79. Le Breton N., Thompson A.B. Fluid-absent (dehydration) melting of biotite in metapelites in the early stages of crustal anatexis // Contributions to Mineralogy and Petrology. 1988. V. 99. P. 226–237.

  80. Leech M.L., Stockli D.F. The late exhumation history of the ultrahigh-pressure Maksyutov Complex, south Ural Mountains, from new apatite fission track data // Tectonics. 2000. V. 19. P. 153–167.

  81. Likhanov I.I. Chloritoid, staurolite and gedrite of the high-alumina hornfelses of the Karatash pluton // International Geology Review. 1988. V. 30. P. 868–877.

  82. Likhanov I.I. Mass-transfer and differential element mobi-lity in metapelites during multistage metamorphism of Yenisei Ridge, Siberia // Eds. S. Ferrero, P. Lanari, P. Gonsalves et al. Metamorphic Geology: Microscale to Mountain Belts. Geological Society, London, Special Publications. 2019. V. 478. P. 89–115.

  83. Likhanov I.I., Reverdatto V.V. Provenance of Precambrian Fe- and Al-rich metapelites in the Yenisey Ridge and Kuznetsk Alatau, Siberia: geochemical signatures // Acta Geologica Sinica (English Edition). 2007. V. 81. P. 409–423.

  84. Likhanov I.I., Reverdatto V.V. Precambrian Fe- and Al-rich pelites from the Yenisey Ridge, Siberia: geochemical signatures for protolith origin and evolution during metamorphism // International Geology Review. 2008. V. 50. P. 597–623.

  85. Likhanov I.I., Reverdatto V.V. Neoproterozoic collisional metamorphism in overthrust terranes of the Transangarian Yenisey Ridge, Siberia // International Geology Review. 2011. V. 53. P. 802–845.

  86. Likhanov I.I., Santosh M. Neoproterozoic intraplate magmatism along the western margin of the Siberian Craton: implications for breakup of the Rodinia supercontinent // Precambrian Research. 2017. V. 300. P. 315–331.

  87. Likhanov I.I., Santosh M. A-type granites in the western margin of the Siberian Craton: implications for breakup of the Precambrian supercontinents Columbia/Nuna and Rodinia // Precambrian Research. 2019. V. 328. P. 128–145.

  88. Likhanov I.I., Reverdatto V.V., Sheplev V.S. et al. Contact metamorphism of Fe- and Al-rich graphitic metapelites in the Transangarian region of the Yenisey Ridge, eastern Siberia, Russia // Lithos. 2001. V. 58. P. 55–80.

  89. Likhanov I.I., Polyansky O.P., Reverdatto V.V., Memmi I. Evidence from Fe- and Al-rich metapelites for thrust loading in the Transangarian Region of the Yenisey Ridge, eastern Siberia // Journal of Metamorphic Geology. 2004. V. 22. P. 743–762.

  90. Likhanov I.I., Reverdatto V.V., Kozlov P.S. et al. P-T-t constraints on polymetamorphic complexes of the Yenisey Ridge, East Siberia: implications for Neoproterozoic paleocontinental reconstructions // J. Asian Earth Sciences. 2015. V. 113. № 1. P. 391–410.

  91. Likhanov I.I., Régnier J.-L., Santosh M. Blueschist facies fault tectonites from the western margin of the Siberian Craton: Implications for subduction and exhumation associated with early stages of the Paleo-Asian Ocean // Lithos. 2018. V. 304–307. P. 468–488.

  92. Menard T., Gordon N.M. Metamorphic P-T paths from the eastern Flin Flon belt and Kisseynew domain, Snow Lake, Manitoba // Canadian Mineralogist. 1997. V. 35. P. 1093–1115.

  93. Mengel F., Rivers T. Metamorphism of pelitic rocks in the Paleoproterozoic Ramah Group, Saglek area, Northern Labrador: Mineral reactions, P-T conditions and influence of bulk composition // Canadian Mineralogist. 1994. V. 32. P. 781–801.

  94. Okuyama-Kusunose Y. Contact metamorphism in andalusite-sillimanite type Tono aureole, Northeast Japan; reactions and phase relations in Fe-rich aluminous metapelites // Bulletin of the Geological Survey of Japan. 1993. V. 44. P. 377–416.

  95. Pattison D.R.M. Stability of andalusite and sillimanite and the Al2SiO5 triple point: constraints from the Ballachulish aureole // Scottish Journal of Geology. 1992. V. 100. P. 423–446.

  96. Pattison D.R.M. Metapelitic Al2SiO5 triple point assemblages are not stable // Geological Society of America. Abstracts with Program. 1997. V. 29. P. A113.

  97. Pattison D.R.M. Instability of Al2SiO5 “triple point” assemblages in muscovite+biotite+quartz-bearing metapelites, with implications // American Mineralogist. 2001. V. 86. P. 1414–1422.

  98. Pattison D.R.M., Tracy R.J. Phase equilibria and thermobarometry of metapelites // Ed. D.M. Kerrick. Contact Metamorphism. Mineralogical Society of America. Reviews in Mineralogy. 1991. V. 26. P. 105–206.

  99. Pattison D.R.M., Spear F.S., DeBuhr C.L. et al. Thermodynamic modelling of the reaction muscovite + cordierite → Al2SiO5 + biotite + quartz + H2O: constraints from natural assemblages and implication for the metapelitic petrogene-tic grid // J. Metamorphic Geology. 2002. V. 20. P. 99–118.

  100. Powell R., Holland T.J.B. Calculated mineral equilibria in the pelite system, KFMASH (K2O–FeO–MgO–Al2O3–SiO2–H2O // American Mineralogist. 1990. V. 75. P. 367–380.

  101. Reche J., Martinez F.J., Arboleya M.L. et al. Evolution of a kyanite-bearing belt within a HT-LP orogen: the case of the NW Variscan Iberia // J. Metamorphic Geology. 1998. V. 16. P. 379–394.

  102. Reverdatto V.V., Likhanov I.I., Polyansky O.P. et al. The Nature and Models of Metamorphism. Cham: Springer, 2019. 330 p.

  103. Richardson S.W., Gilbert M.C., Bell P.M. Experimental determination of kyanite-andalusite and andalusite-sillimanite equilibria: the aluminum silicate triple point // American J. Sciences. 1969. V. 267. P. 259–272.

  104. Rumble D. III. Andalusite, kyanite and sillimanite from the mount Moosilauke region, New Hampshire // Geological Society of American Bulletin. 1973. V. 84. P. 2423–2430.

  105. Shaw D.M. Geochemistry of pelitic rocks. Part III: Major elements and general geochemistry // Geological Society of America Bulletin. 1956. V. 67. P. 913–934.

  106. Skippen J.B., Gunter A.E. The thermodynamic properties of H2O in magnesian and iron cordierite // Contributions to Mineralogy and Petrology. 1996. V. 124. P. 82–89.

  107. Spear F.S. Relative thermobarometry and metamorphic P-T paths // Evolution of Metamorphic Belts // Eds. J.S. Daly, R.A. Cliff, B.W.D. Yardley. Geological Society London. Special Publications. 1989. V. 43. P. 63–82.

  108. Spear F.S. Metamorphic phase equilibria and pressure-temperature-time paths // Mineralogical Society of America, Washington, D.C. 1993. 799 p.

  109. Spear F.S., Cheney J.T. A petrogenetic grid for pelitic schists in the system SiO2–Al2O3–FeO–MgO–K2O–H2O // Contributions to Mineralogy and Petrology. 1989. V. 101. P. 149–164.

  110. Spear F.S., Kohn M.J., Cheney J.T., Florence F. Metamorphic, thermal, and tectonic evolution of central New England // J. Petrology. 2002. V. 43. P. 2097–2120.

  111. Symmes G.H., Ferry J.M. The effect of whole-rock MnO content on the stability of garnet in pelitic schists during metamorphism // J. Metamorphic Geology. 1992. V. 10. P. 221–237.

  112. Spear F.S., Hickmott D.D., Selverstone J. Metamorphic consequences of thrust emplacement, Fall Mountain, New Hampshire // Geological Society of America Bulletin.1990. V. 102. P. 1344–1360.

  113. Thompson J.B., Jr. The graphical analysis of mineral assemblages in pelitic schists // American Mineralogist. 1957. V. 42. P. 842–858.

  114. Thompson J.B., Norton S.A. Paleozoic regional metamorphism in New England and adjacent areas // Eds. W.S. Zen, J.B. White, J.B. Hadley, J.B. Thompson. Studies of Appalachian Geology–Northern and Maritime. N.Y.: John Wiley and Sons, 1968. P. 319–327.

  115. Thomson J.A., Guidotti C.V. Carboniferous Barrovian metamorphism in South Maine // Studies in Maine Geology. 1989. V. 3. P. 35–51.

  116. Triboulet C., Audren C. Continious reactions between garnet, staurolite, kyanite-sillimanite-andalusite and P-T-time-deformation path in mica-schists from the estuary of the river Vilaine, South Brittany, France // J. Metamorphic Geology. 1985. V. 3. P. 91–105.

  117. van Westrenen W., Allan N.L., Blundy J.D. et al. Trace element incorporation into pyrope-grossular solid solutions: An atomistic simulation study // Physics and Chemistry of Minerals. 2003. V. 30. P. 217–229.

  118. White R.W., Powell R.J., Holland T.J.B., Worley B.A. The effect of TiO2 and Fe2O3 on metapelitic assemblages at greenschist and amphibolite conditions: mineral equilibria calculations in the system K2O–FeO–MgO–Al2O3–SiO2–H2O–TiO2–Fe2O3 // J. Metamorphic Geology. 2000. V. 18. P. 497–512.

  119. Whitney D.L. Coexisting andalusite, kyanite, and sillimanite: sequential formation of three Al2SiO5 polymorphs during progressive metamorphism near the triple point, Sivrihisar, Turkey // American Mineralogist. 2002. V. 87. P. 405–416.

  120. Whitney D.L., Evans B.W. Abbreviations for names of rock-forming minerals // American Mineralogist. 2010. V. 95. P. 185–187.

  121. Whitney D.L., Mechum T.A., Kuehner S.M. et al. Progressive metamorphism of pelitic rocks from protolith to granulite facies, Dutchess County, New York, USA: constraints on the timing of fluid infiltration during regional metamorphism // J. Metamorphic Geology. 1996. V. 14. P. 163–181.

  122. Williams M.L., Karlstrom K.E. Looping P-T paths and high-T, low-P middle crustal metamorphism: Proterozoic evolution of the southwestern United States // Geology. 1996. V. 24. P. 1119–1122.

  123. Xu G., Will T.M., Powell R. A calculated petrogenetic grid for the system SiO2–Al2O3–FeO–MgO–K2O–H2O, with particular reference to contact-metamorphosed pelites // J. Metamorphic Geology. 2004. V. 12. P. 99–119.

Дополнительные материалы отсутствуют.

Инструменты

следующая статья выпуска предыдущая статья выпуска содержание выпуска

Петрология

Архивы выпусков Информация о журнале Отправить рукопись в журнал