1. На главную
  2. Электронные версии
  3. Геотектоника
  4. № 1, 2021

Геотектоника, 2021, № 1, стр. 41-65

Бластомилонитовые комплексы западной части Енисейского кряжа (Восточная Сибирь, Россия): геологическая позиция, эволюция метаморфизма и геодинамические модели

И. И. Лиханов 1, *, С. В. Зиновьев 1, П. С. Козлов 2

1 Институт геологии и минералогии им. В.С. Соболева СО РАН
630090 Новосибирск, д. 3 просп. Академика Коптюга, Россия

2 Институт геологии и геохимии им. А.Н. Заварицкого УрО РАН
620016 Екатеринбург, д. 15 ул. Вонсовского, Россия

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

Поступила в редакцию 29.06.2020
После доработки 05.11.2020
Принята к публикации 29.11.2020

Полный текст (PDF)

Аннотация

В пределах Приенисейской региональной сдвиговой зоны Енисейского кряжа метапелиты и метабазиты в эпоху эдиакария подверглись интенсивным деформациям c перекристаллизацией субстрата и образованием бластомилонитов. Рассмотрены геолого-структурные, петрологические и изотопно-геохронологические особенности развития поздненеопротерозойских бластомилонитовых комплексов, маркирующих зону сочленения палеоконтинентального и палеоокеанического секторов Енисейского кряжа. С запада на восток в направлении от палеоокеанических образований установлена зональность с выделением комплексов гетерогенных бластомилонитов: (I) высокобарических комплексов шовной зоны и (II) фронтальных (надшовных) умеренно барических и средне-низкотемпературных комплексов. Выявленные различия в Р–Т параметрах метаморфизма между сильно- и слабодеформированными породами были проинтерпретированы с использованием известных геодинамических моделей, разработанных на основе различных тектонических механизмов. В результате проведенного анализа мы установили, что полихронный динамометаморфизм гнейсов Ангаро-Канского блока на юге и формирование основной массы бластомилонитов северного сегмента сдвиговой зоны в Северо-Енисейском кряже происходили с повышением давления на 1.5–3 кбар при незначительном увеличении температуры с низким метаморфическим градиентом dT/dH < 10°С/км в сравнении с фоновыми значениями более раннего регионального метаморфизма, что, вероятно, было обусловлено утолщением земной коры в результате быстрого надвига/субдукции с последующим быстрым подъемом пород. Максимальные превышения термодинамических параметров метаморфизма установлены в апометабазитовых тектонитах шовной зоны с реликтовыми глаукофансланцевыми ассоциациями, испытавших метаморфизм с одновременным значительным ростом давления на 3–5 кбар и температуры на 180–240°С при более высоком градиенте dT/dH = 15–20°С/км. Такие превышения Р–Т параметров могли быть связаны с прогрессивным метаморфизмом, осложненным локальным разогревом пород при вязких деформациях и превышением ориентированного тектонического давления над литостатическим в зонах пластического сдвига. Полученные данные хорошо согласуются с результатами численных экспериментов, что подтверждает представления о роли тектонического стресса как дополнительного термодинамического фактора метаморфических преобразований в шовных зонах земной коры.

Ключевые слова: бластомилониты, Приенисейская региональная сдвиговая зона, 40Ar–39Ar датирование, метаморфическая эволюция, геодинамические модели, Енисейский кряж

ВВЕДЕНИЕ

Соотношения деформационных и метаморфических процессов в земной коре и их генетическая взаимосвязь являются одной из актуальных геологических проблем. Перспективными объектами для выяснения этих вопросов являются окраинно-континентальные глубинные зоны пластических сдвиговых деформаций. Эти зоны являются областями объемного хрупко- и вязкопластического течения горных масс и локализованы вдоль узких линейных структур земной коры [38]. Они находятся в различных геодинамических обстановках и, как правило, контролируются геологическими комплексами орогенных и рифтогенных бластомилонитов [4].

В настоящее время в современной литературе была выявлена важная роль синсдвиговых метаморфических процессов в формировании структур складчатых поясов. В ряде работ были детально изучены процессы фрагментации вещества c обособлением реологически контрастных доменов с индивидуальной P–T историей формирования, выявлены соотношения литостатического и тектонического давления в глубинных зонах пластических сдвиговых деформаций [18, 20–22, 28]. Прогресс в этом направлении позволил авторам на основе модельных примеров создать современную теоретическую концепцию тектонического давления, определяющую природу сверхдавления и вариаций давления в связи с деформациями пород и их реологическими свойствами [15, 24, 36, 37, 39, 44, 50]. Эти результаты показали, что тектоническое сверхдавление в породах может быть значительно выше, чем девиаторный стресс, отражающий литостатическую нагрузку в земной коре.

Однако, несмотря на возрастающий интерес к этой проблеме, природные наблюдения этого явления пока еще достаточно редки [1, 9, 11, 35, 40, 51], что определяет актуальность дополнительных исследований. В связи с этим нами были детально изучены комплексы бластомилонитов контрастного химического состава Приенисейской региональной сдвиговой зоны и их зональность для получения новых структурно-петрологических свидетельств превышений давления и температуры при интенсивных деформациях в неоднородной среде и анализа геодинамических моделей их формирования. Это имеет важное значение для реконструкции условий петрогенезиса в глубинных зонах сдвиговых деформаций и особенностей развития зон перехода палеоокеан–континент.

ГЕОЛОГИЧЕСКИЙ ОЧЕРК

Енисейский кряж расположен на западной окраине Сибирского кратона, который протягивается в субмеридианальном направлении вдоль р. Енисей почти на 700 км при ширине от 50 до 200 км (рис. 1, а, б). 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. Глубина залегания поверхности Мохоровичича под Енисейским кряжем по сравнению с соседними регионами увеличена от 40 до 50 км [33]. Таким образом, этот складчатый 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 [12]. В строении Енисейского кряжа выделяются два крупных сегмента – Южно-Енисейский и Северо-Енисейский (Приангарско-Заангарский), разделенные субширотным Ангарским глубинным разломом [32] (рис. 1, а). На юг от этого разлома в составе Южно-Енисейского кряжа присутствуют архей-палеопротерозойский кратонный Ангаро-Канский блок, образованный канским гранулито-гнейсовым и енисейским гнейсово-сланцевым комплексами и гранитоидами, и неопротерозойский островодужный Предивинский террейн. На север от Ангарского разлома расположены [7] (см. рис. 1, а):

Рис. 1.

Карта основных структур Енисейского кряжа. (а) – положение бластомилонитовых комплексов; (б) – положение Приенисейской региональной сдвиговой зоны и тектонических блоков на западной окраине Сибирского кратона. Обозначены (цифры в кружках): 1–2 – блоки Заангарья: 1 – Центральный, 2 – Восточный; 3–4 – островодужные террейны: 3 – Исаковский, 4 – Предивинский; 5 – Ангаро-Канский блок. Региональные разломы: И – Ишимбинский, Т – Татарский, А – Анкиновский, П – Приенисейский, Н – Ангарский. 1 – чехол (NP3–PH); 2 – офиолитовые и островодужные комплексы с плагиогранитами (NP); 3 – основные вулканиты (MP–NP); 4 – неопротерозойские гранитоиды (NP); 5 – палеопротерозойские гранитоиды (PP); 6–7 – метаморфические комплексы: 6 – от фации зеленых сланцев до амфиболитовой (NA–NP1–2), 7 – гранулит-гнейсовые (PP); 8 – бластомилониты зон: а – шовной, б – фронтальной; 9 – разломы и геологические границы: a – региональные разломы, надвиги (границы блоков), б – геологические границы (ЕК); 10 – направление тектонических движений (NP): а – поддвиги, б – сдвиги; 11 – ставролит-гранат-кианитовые тектониты; 12 – место отбора проб для проведения Ar–Ar определения возраста

– Северо-Енисейский кряж, который сложен палеопротерозойскими и мезо-неопротерозойскими породами, составляющими Восточный (приплатформенный) и Центральный кратонные блоки;

– Исаковский (западный) террейн, в структуру которого входят неопротерозойские офиолиты и островодужные комплексы.

Палеоокеанические террейны аккретировали к Сибирскому континенту в венде (~600 млн лет) с образованием сутуры (шовной зоны), что фиксиирует время завершающего этапа неопротерозойской эволюции Енисейского кряжа [11].

Объекты исследования расположены в южной и северной частях Енисейского кряжа в пределах Приенисейской региональной сдвиговой зоны, являющейся продолжением Байкало-Енисейского разлома (см. рис. 1, б). Приенисейская зона – крупнейшая деформационно-метаморфическая линеаментная структура региона разделяет кратонные блоки с островодужными террейнами. Она хорошо прослеживается вдоль Енисейского кряжа и в Туруханско-Норильской тектонической зоне по исчезновению нескольких сейсмических поверхностей и уходит на большую глубину с падением плоскости сместителя на восток. В пределах Енисейского кряжа Приенисейская сдвиговая зона отчетливо выделяется по гравитационным ступеням, фиксирующимся на сейсмических профилях. Она 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 комплексов. Ее протяженность составляет сотни километров при ширине зон стресс-метаморфизма до первых десятков километров. Эти зоны играют роль швов, разделяющих тектонические блоки региона, в которых происходит их активное взаимодействие. В зонах сдвига происходит принципиальное изменение структуры и состава породного субстрата, вовлеченного в процесс сдвиговой деформации, с развитием бластомилонитов, которые наряду с бластокатаклазитами, псевдотахиллитами, некоторыми диафторитами образуют класс специфических метаморфических пород – тектонитов.

Основным механизмом структурно-вещественных преобразований в региональных сдвиговых зонах является сдвиговое течение вещества (множественный сдвиг). В условиях неоднородного напряженного состояния (литостатическое давление и сдвиг) даже при незначительных амплитудах перемещения происходят мгновенные и крупномасштабные преобразования породного субстрата в твердом состоянии. Такие быстрые трансформации большого объема пород происходят благодаря тому, что в обстановке сдвиговой деформации и высокого всестороннего давления происходит резкое ускорение диффузионных процессов и твердофазных химических реакций. Это подтверждается экспериментальными данными, полученными при исследовании химических процессов в твердых телах [3], которые показывают, что в условиях совместного действия всестороннего и ориентированного давлений в твердом состоянии на порядки увеличиваются коэффициенты диффузии (на 10–15 десятичных порядков по сравнению с аналогичными коэффициентами диффузии в твердом теле без применения литостатического давления и сдвига), а скорости химических реакций выше на 3–8 десятичных порядков по сравнению с жидкой фазой. При этом в пластически деформированных породах задерживается до 15% затраченной на деформацию энергии [16]. В результате этого они переходят в неравновесное состояние. Возврат в состояние равновесия происходит благодаря вещественным преобразованиям (рекристаллизация, перекристаллизация, минеральные новообразования), а также структурным изменениям исходных геологических тел (изменение их внутренней и внешней структуры).

Основными видами энергии в зонах региональных сдвигов, за счет которых происходят вещественные и структурные преобразования протолита, являются [17]:

• Механическая энергия – энергия механического движения крупных масс земной коры в процессе их сближения и энергия взаимодействия тел непосредственно в зоне коллизионных столкновений, включая энергию трения и сцепления. Энергия сцепления возникает за счет силы, которая действует в теле при приложении к нему сдвигающей нагрузки до момента его срыва, после которого начинает действовать сила трения. При этом объем энергии, выделяющейся при трении и расходуемой на структурно-вещественные преобразования субстрата, существенно больше объема энергии сцепления.

• Сейсмическая энергия – энергия, выделяемая в очагах землетрясений и которая производит деформацию, разрушение и измельчение пород очаговой области. В условиях коллизионных взаимодействий геоблоков множество эпицентров фиксируют зону разлома.

• Энергия минеральных преобразований. Энергия, выделяемая при химических реакциях (химические взаимодействия, рекристаллизация и перекристаллизация минеральных масс в области деструкции), а также энергия механохимической активации твердофазных реакций синтеза и разложения.

• Поверхностная энергия частиц. В результате многократного воздействия на исходную и уже частично преобразованную среду в области деструкции происходит механическое измельчение породного субстрата. Разрушение горных пород до тонкодисперсной размерности сопровождается выделением поверхностной энергии, которая вносит определенный вклад в ускорение процессов рекристаллизации и перекристаллизации вещества. Механическое диспергирование представляет собой не просто физическое измельчение частиц, но сложный физико-химический процесс изменения энергетического состояния вещества, его структуры и реакционной способности [13].

Пояс приразломных тектонитов образует секущую относительно генеральных структур северо-западного простирания шовную зону мощностью около 15–20 км между континентальным и вулканоплутоническим блоками (см. рис. 1, а). Контакты пояса тектонитов с вмещающими блоками проходят по морфологически выраженным разломам. Интерпретация геохронологических данных разновозрастных популяций монацитов в тектонитах, испытавших перекристаллизацию в ходе последовательных деформационных процессов, указывает на неоднократную активизацию Приенисейской сдвиговой зоны в регионе в диапазоне времени 1.54–0.6 млрд лет [11]. Об этом же свидетельствует тектонический меланж разновозрастных и разномасштабных блоков высоко- и слабометаморфизованных пород разного состава в серпентинитовом матриксе. Формирование наиболее интенсивно деформированных тектонитов связывается с завершением аккреции Исаковского террейна к западной окраине Сибирского кратона на рубеже около 630–600 млн лет назад [11].

СТРУКТУРЫ РЕГИОНА ИССЛЕДОВАНИЯ

Ангаро-Канский блок

В качестве первого объекта исследования выбраны палеопротерозойские (1.9–1.75 млрд лет) метаморфические породы Южно-Енисейского кряжа, распложенные в зоне сочленения канской и енисейской серий (см. рис. 1, а). В районе исследования в составе канской толщи в основном развиты Sil–Opx–Grt–Bt–Pl гнейсы. В составе енисейского комплекса наибольшим распространением пользуются глиноземистые метапелиты, представленные Sil+Grt+Bt+Pl гнейсами и кристаллическими сланцами. Символы минералов приняты по [52]. Вязкие сдвиги в приразломных полях сопровождались формированием мощных зон деформаций субмеридианального простирания, отличающихся значительной неоднородностью проявления деформаций, сложным чередованием разномасштабных интенсивно деформированных и недеформированных участков. Это выражается в структурно-текстурных особенностях пород с характерной полосчатой текстурой и одновременным присутствием реликтовых текстур исходных пород и развитых по ним бластомилонитам (рис. 2). Полосчатость в бластомилонитах связана с дифференциацией однородного субстрата на обогащенные и обедненные кварц-полевошпатовыми и слюдистыми агрегатами слои в условиях регионального сдвига. Такое перераспределение материала происходило одновременно с перекристаллизацией породообразующих фаз и ориентированным упорядочиванием [35].

Рис. 2.

Структурные и текстурные особенности бластомилонитов Ангаро-Канского блока. На микрофотографиях шлифов обозначены гранаты из реликтовых гнейсов – Grt1, бластомилонитов – Grt2.

Основными породообразующими минералами бластомилонитов являются гранат, биотит, силлиманит, кварц и плагиоклаз; непрозрачные минералы представлены ильменитом и рутилом. Изометричные и линзовидные порфиробласты граната часто трещиноваты и содержат мелкие включения кварца, плагиоклаза, биотита, циркона, монацита. Среди гранатов отчетливо выделяются крупная (3–5 мм) и мелкая (до 1 мм) генерации (см. рис. 2, а–г, е). В крупных кристаллах граната иногда наблюдаются микротрещины отрыва, характерные для сдвиговых деформаций. Трещинки в гранате выполнены часто биотитом и кварцем. Мелкий синтектонический гранат более поздней генерации обрастает крупные порфиробласты граната ранней генерации, образует скопления в “тенях” давления или самостоятельные сегрегационные обособления линзовидно-полосчатой морфологии, ориентированные вдоль плоскостей скольжения в бластомилонитах (см. рис. 2, б–г). Зерна биотита также различаются по размерам и оттенкам плеохроизма в бурых (крупночешуйчатый) и оранжевых (тонкочешуйчатый) тонах. Призматические порфиробласты силлиманита обособляются в существенно биотитовых полосах в парагенезисе с гранатом. Они часто пластически деформированы с характерным изгибом пластинок роста (см. рис. 2, д). Для кварца характерно волнистое угасание и развитие пластинок деформации, в большинстве случаев он формирует линзовидные сегрегационные обособления ленточного кварца. Зерна плагиоклаза изгибаются в процессе сдвигового течения материала c характерным вращением зерен. Монацит присутствует в виде включений как в зернах крупного граната, так и в тонких прослоях раздробленного и интенсивно перетертого матрикса, где по периферии замещается апатитом.

Северо-Енисейский кряж

Объект исследования расположен на северо-западе Енисейского кряжа (см. рис. 1, а). В этом районе в строении Приенисейской региональной сдвиговой зоны выделено два крупных блока (с востока на запад):

– континентальный гнейсо-амфиболитовый;

– океанический метабазит-ультрабазитовый, вулканоплутонический.

В континентальном блоке на современном эрозионном срезе доминируют породы гаревского метаморфического комплекса, в составе которого наиболее распространены биотитовые плагиогнейсограниты немтихинской толщи и порфиробластические гранитогнейсы и залегающие выше гранат-двуслюдяные кристаллические сланцы малогаревской толщи палеопротерозоя. Метабазит-ультрабазитовые и вулканоплутоническиие образования океанического блока представляют собой элементы строения Исаковского террейна. Офиолитовые ассоциации океанического блока состоят из меланжированных пластин и линз амфиболизированных толеитовых метабазальтов и метабазит-ультрабазитов (антигоритовых метадунитов и метагарцбургитов с подчиненным количеством антигоритизированных пироксенитов), относимых к фирсовской толще раннего рифея и к сурнихинскому комплексу нижнего–среднего рифея. Вулканоплутонический блок сложен низко метаморфизованными породами метадацит-андезит-б-азальтовой ассоциации киселихинской толщи верхнего рифея [5] и включает Осиновский массив постколлизионных поздневендских лейкогранитов [10]. В пределах северного сегмента Приенисейской сдвиговой зоны изучены образцы метапелитовых и метабазитовых тектонитов шовной зоны из правобережья р. Енисей – участков Осиновских порогов, рек Верхняя Сурниха, Проклятая и Борисиха. Изученные породы различаются как по характеру и интенсивности деформаций, так и неоднородностью их вещественного состава. В самой северной части пояса, в районе Осиновских порогов, в составе меланжа характерны будинированные реликтовые крутопадающие (85°–90°) блоки и пластины метапелитовых гнейсов немтихинской толщи палеопротерозоя ${\text{Grt}}{\kern 1pt} + {\kern 1pt} {\text{Bt}}{\kern 1pt} + {\kern 1pt} {\text{Ms}}{\kern 1pt} + {\kern 1pt} {\text{Pl}}{\kern 1pt} + {\kern 1pt} {\text{Qz}}{\kern 1pt} \pm {\kern 1pt} {\text{Kfs}}{\kern 1pt} \pm {\kern 1pt} {\text{Chl}}$ состава и будины апобазитовых амфиболитов ${\text{Grt}}{\kern 1pt} + {\kern 1pt} {\text{Амр}}{\kern 1pt} + {\kern 1pt} {\text{Pl}}{\kern 1pt} + {\kern 1pt} {\text{Ep}}{\kern 1pt} + {\kern 1pt} {\text{Chl}}{\kern 1pt} + {\kern 1pt} {\text{Ph}}{\kern 1pt} + {\kern 1pt} {\text{Spn}}{\kern 1pt} + {\kern 1pt} {\text{Rt}}$ состава. По бортам долины р. В. Сурниха и выше ее устья в правом борту долины р. Енисей находится меланжевая линзовидно-пластинчатая структура, характеризующаяся чередованием тел бластомилонитов и гранатовых амфиболитов с ассоциацией ${\text{Grt}}{\kern 1pt} + {\kern 1pt} {\text{Амр}}{\kern 1pt} + {\kern 1pt} {\text{Pl}}{\kern 1pt} + {\kern 1pt} {\text{Ph}}{\kern 1pt} + {\kern 1pt} {\text{Pg}}{\kern 1pt} + {\kern 1pt} {\text{Ep}}{\kern 1pt} + {\kern 1pt} {\text{Spn}}{\kern 1pt} + {\kern 1pt} {\text{Cb}}{\kern 1pt} + {\kern 1pt} {\text{Chl}}{\kern 1pt} + {\kern 1pt} {\text{Rt}}$ с пластинами будинированных интенсивно серпентинизированных дунитов, реже гарцбургитов и пироксенитов. Породы Борисихинского участка представлены полосчатыми амфиболитами с крупнокристаллическими линзами-реликтами Pl-Amp состава габброидного облика с возрастом около 680 млн лет [6]. В тонкокристаллических апобазитовых амфиболитах локально развиты изометричные и деформированные зональные гранаты, образующие локальные тонкие (не более 1–3 см) полоски и линзы в ассоциации с Амр+Ab+Chl+Ep+Spn агрегатом.

Эти породы встречаются в виде тектонических пластин, линз или блоков в серпентинитовом меланже. Типичной минеральной ассоциацией базитовых тектонитов является Grt+Amp+Pl+Ep+Chl+Ph+Qz+Spn+Rt+Ilm±Cb.

По микротекстурным соотношениям между минералами в метабазитах можно выделить две стадии минералообразования:

– кульминационная (поздняя);

– допиковая (ранняя).

Кульминационная минеральная ассоциация представлена интенсивно деформированными минералами бластомилонитов. Зерна граната и титанита часто содержат реликтовые включения глаукофана, альбита, фенгита, эпидота и хлорита, что свидетельствует об участии реликтовых минералов в ранней допиковой ассоциации (рис. 3). Обнаружение реликтовых диагностических минералов глаукофансланцевой ассоциации в апобазитовых тектонитах метабазит-ультрабазитового блока в Приенисейской сдвиговой зоне может свидетельствовать о проявлении на западе Сибирского кратона конвергентной границы кордильерского типа, контролируемой субдукцией океанической литосферы под континентальную окраину [35].

Рис. 3.

Поздние сегрегационные обособления линзовидно-полосчатой морфологии существенно гранат-амфиболовых агрегатов бластомилонитов из северной части Приенисейской сдвиговой зоны Северо-Енисейского кряжа. Микрофотографии реликтовых включений глаукофана: (а) – альбит, фенгит (николи скрещены); (б) – в порфиробластах граната, используемые для геотермобарометрических исследований (николи параллельны); (в) – эпидот (николи скрещены).

ЗОНАЛЬНОСТЬ ТЕКТОНИТОВ

Сочленение палеоокеанического и палеоконтинентального секторов Енисейского кряжа маркируется Приенисейской региональной сдвиговой зоной и гетерогенными комплексами бластомилонитов, развитых к востоку и западу от конвергентной границы Приенисейского глубинного разлома. Бластомилониты изучены в обнажениях правого берега р. Енисей и по ее правым притокам (реки Верхняя Сурниха, Гаревка, Тис и Кан). На основании восточной вергентности коллизии океанического блока (аллохтон) на континентальный (автохтон), геолого-структурных, петрологических и геохронологических результатов исследований мы выделили шовную и фронтальную зоны бластомилонитов, с запада на восток (табл. 1):

Таблица 1.  

Положение, минеральный состав и результаты 40Аr/39Ar датирования бластомилонитов в зоне сочленения палеоконтинентального и палеоокеанического секторов Енисейского кряжа (западная окраина Сибирского кратона).

Сектор ЕК Комплекс, толща, возраст Номер пробы Субстрат, минеральный парагенезис бластомилонитов Возраст
метаморфизма, млн лет (минерал) 		Характеристика структурных элементов бластомилонитов
1 2 3 4 5 6
1. Шовная зона (n = 4)
Палеоокеанический Фирсовская
толща (NP)		 1406 Тектоносланцы Bt+Ms+Pl+Kfs 636.9 ± 5.3 (Ms) Тонколистоватые, линзовидно-литонные;
аз. пад. сланцеватости 90∠75–80
1320 Метабазиты, Grt+Hbl+Ep+Cal+Chl+Sph 583.3 ± 10.1 (Hbl) Разномасштабные складки течения;
преобладающее направление падения сланцеватости 70–80∠40–50;
шарниры аз. пад. 170∠10
Предивинская* и юдинская** толщи (Np) 1216* Кристаллический сланец Grt+Ms+Bt+Pl+Kfs 583.8 ± 5.1 (Ms) Полосчатые порфирокластические;
аз. пад. сланцеватости 260∠72;
шарниры аз. пад. 340∠ 35
1203** Метавулканит Qz+Grt+Ms+Pl+Pyr 565.7 ± 5.3 (Ms) Тонколистоватые (толщина микролитонов – 1 мм); мощность зоны ~5 м;
аз. пад. 330∠ 90;
пиритизация
Палеоконтинентальный Гаревский полиметаморфический комплекс, немтихинская толща (PP) II. Фронтальная зона: внутренняя подзона (прилегающая к шву) (n = 6)
1412 Гнейсы, Grt+Pl+Ms+Kfs 628.1 ± 5.6 (Ms) аз. пад. сланцеватости 40∠85; складки течения;
шарниры аз. пад. 290∠10
0927 Гнейсы, Grt+Bt+Ms+Pl 609.4 ± 6.4 (Bt) Линзовидно-литонные, линзовидно-полосчатые; аз. пад. 25∠90
0935 Гнейсы, Bt+Ms+Pl 603.0 ± 12.7 (Bt) Линзовидно-полосчатые;
аз. пад. сланцеватости 300∠60;
структуры вращения левосдвиговой кинематики
0936 Гнейсы, Bt+Ms+Pl 603.0 ± 12.7 (Bt) Груболитонные, линзовидно-полосчатые;
аз. пад. сланцеватости 350∠50;
структуры течения и вращения левосдвиговой кинематики
1312 Гнейсы Bt+Ms+Grt+Chl+St+Ky+Mnz 604.4 ± 5.3 (Ms) полосчатые;
аз. пад. полосчатости и сланцеватости 340∠75
Палеконтинентальный Гаревский полиметаморфический комплекс,
немтихинская толща (PP) 		 1112 Граниты, Bt+Ms+Kfs (Mc) 619.3 ± 5.2 (Ms) Текстура линзовидно-полосчатая, птигмоидная (хаотичное распределение изогнутых полос и линз существенно Qz-Kfs состава); “очки” Mc и Qz-агрегата испытывают вращение;
аз. пад. сланцеватости 350∠90
II. Фронтальная зона: центральная подзона (n = 5)
0923 Гнейсы, Grt+Bt+Ms+Pl    615.0 ± .9 (Bt)
   614.7 ± 6.6 (Ms) 		Линзовидно-литонные, линзовидно-полосчатые
со структурами вращения Qz-Fsp агрегата, соответствующими левосдвиговой кинематике;
аз. пад. сланцеватости 25∠90
1303 Апогранитные тектониты, Grt+Bt+Ms+Mc 608.1 ± 10.4 (Ms) Линзовидно-полосчатые; наблюдаются подвороты и вращение порфиробластов и порфирокластов микроклина и граната;
правосдвиговая кинематика;
аз. пад. сланцеватости 250∠80–90
Палеоконтинентальный Гаревский полиметаморфический комплекс, немтихинская толща (РР) 1306 Апогранитные
тектониты, Grt+Bt+Ms+Mc 		595.6 ± 10.2 (Bt) Структура порфиробластовая, подвороты и вращение порфиробластов и порфирокластов микроклина и граната;
аз. пад. сланцеватости 250∠80–90
1308 Bt+Ms+Kfs милониты по гранитам 594.8 ± 10.2 (Ms) Тонкоперетертые, несцементированные;
аз. пад. сланцеватости 250∠85–90
II. Фронтальная зона: внешняя подзона (n = 1)
0912 Метапелиты,
Chl-Ser-Bt сланцы 		614.7 ± 7.8 (Bt) Тонко линзовидно- литонные (толщина микролитонов 1–2 мм), линзовидно-полосчатые;
аз. пад. сланцеватости 230∠25

• шовная зона бластомилонитов развита по метабазит-ультрабазитам субдукционно-аккреционного комплекса;

• фронтальная зона бластомилонитов проявлена по континентальному блоку краевой части гаревского метакомплекса, бластомилониты занимают более высокое структурное положение относительно шовной зоны – данные бластмилониты являются надшовными.

Граница между зонами проходит по общепринятому Приенисейскому глубинному разлому. Бластомилонитовые комплексы пространственно и генетически связаны с двумя типами деформаций:

– ранние деформации поддвига океанического блока под континентальный блок;

– поздние субгоризонтальные деформации сдвига преимущественно (лево- и правосторонние);

– деформации надвиговой и взбросо-сбросовой кинематики.

Мы приводим характеристику деформаций и основных структурных элементов бластомилонитов (см. табл. 1). В Северо-Енисейском кряже закартированные складки с полого погружающимися на С–З и Ю–В шарнирами (см. табл. 1, рис. 4, а), ориентированные согласно общему простиранию Приенисейской сдвиговой зоны, были сформированы в процессе субдукции, а складки с субвертикальными шарнирами – позднее, при наложении сдвиговой деформации (см. рис. 4, б). Зафиксировано генеральное погружение поддвига пород океанического блока под континентальный на В–СВ под углами от ∠35°–40° до ∠70°. Участками тектонический контакт носит надвиговый характер с обратным падением надвига, что связывается с частичной обдукцией океанической коры Исаковского и Предивинского террейнов на континентальную литосферу.

Рис. 4.

Складчатые и хрупко-пластические деформации пород во фронте коллизии континентального блока. Поздняя микроклинизация полевого шпата: (а) – ранняя складчатость с пологозалегающими субгоризонтальными шарнирами складок в зоне фронтального надвига Борисихинского офиолитового массива в нижнем течении р. Тис; (б) – синсдвиговые складки с субвертикальными шарнирами, связанные с поздними деформациями лево-сдвиговой кинематики, правый берег р. Енисей в районе пос. Предивинск; синдеформационная поздняя микроклинизация в гнейсах немтихинской толщи внутренней подзоны: (в) – будинаж кварц-полевошпатовых пегматитов в среднем течении р. Енисей, в 1.2 км ниже устья р. Гаревка; (г) – мигматиты, секущиеся поздним кливажем СЗ простирания в среднем течении р. Енисей, о. Островок; хрупко-пластические деформации и микроклинизация порфирокластов полевого шпата в плоскости сдвига и гнейсовидности крупноочковых гнейсов немтихинской толщи: (д) – вертикальные шарниры право-сдвиговых микроскладок кварц-слюдистой основной ткани пород (нижнее течение р. Тис); (е) – следы кручения, разрыва сплошности и будинажа порфирокластов с падением гнейсовидности на СВ в центральной подзоне нижнего течения р. Тис; микрофотографии шлифов типичных деформированных порфиробластов граната со структурой снежного кома и S-образных с плавно изогнутыми спиралевидными следами включений в бластомилонитах сдвиговых зон метаморфических комплексов: (ж) – Гаревского, (з) –Тейского.

ШОВНАЯ ЗОНА БЛАСТОМИЛОНИТОВ

Данная зона фрагментарно прослеживается через через весь Енисейский кряж. Наиболее детально изучена в правобережье р. Енисей выше устья правого притока р. Верхняя Сурниха, где тектониты обнажаются в виде пластин, линз или блоков разной размерности и состава в серпентинитовом меланже (рис. 5, а). В пределах зоны выявлены апометабазитовые бластомилониты (см. рис. 5, б, в), образующие линзовидные и клиновидные тела среди будинированных тел серпентинизированных ультрабазитов. Метабазиты, представляющие собой полиметаморфиты, подверглись интенсивным деформациям c перекристаллизацией субстрата и образованием тектонитов. Наложение более поздних минеральных ассоциаций на ранние (см. рис. 5, г) в ходе разных геодинамических событий четко фиксируется по геолого-структурным особенностям блоков сильно- и слабодеформированных пород, реакционным микротекстурам, химической зональности минералов и изотопным датировкам [35]. Меланж также прослеживается выше по течению р. Енисей, в районе устья руч. Остяцкого, в 1–2 км к западу от тектонического контакта, погружающегося в восточном направлении. В составе меланжа описаны мраморы, амфиболиты и гранатовые апобазитовые амфиболиты, известковистые метапесчаники, а также метатоналиты. В районе Борисихинского офиолитового массива [8] апобазитовые тектониты представлены деформированными линзами гранатовых бластомилонитов (размером 7–10 × 30–40 см) в амфиболитах. На юге шовной зоны Енисейского кряжа исследованы неопротерозойские метатерригенные слюдистые тектоносланцы (см. рис. 5, д, е) западного блока, ассоциирующие с островодужными метавулканитами Предивинского террейна. Западный блок надвинут на палеопротерозойские гнейсы и амфиболиты енисейского комплекса.

Рис. 5.

Фотографии обнажений и микрофотографии шлифов бластомилонитов шовной зоны. (а)–(в) – обнажения пород меланжа в Исаковском террейне: (а) – метаультрабазиты, (б) – синтектоническая карбонатизация в милонитизированных метабазитах, (в) – линза деформированных метабазитов; (г) – микрофотография гранатовых метабазитов с включениями реликтов глаукофана и ассоциирующих с ним минералов в ядре зонального граната (правый берег р. Енисей выше устья р. Верхняя Сурниха), (д) – скальный выход бластомилонитов в Западном блоке Предивинского террейна (левый берег р. Енисей, ниже устья р. Бобровка), (е) – микрофотография апометапелитовых бластомилонитов (левый берег р. Енисей, ниже устья р. Бобровка).

ПОЯС ФРОНТАЛЬНЫХ БЛАСТОМИЛОНИТОВ

Прослеживается вдоль западной окраины Енисейского кряжа от Осиновских порогов на севере до среднего течения р. Кан на юге, образуя дугообразную секущую относительно генеральных структур северо-западного простирания, выпуклую на запад полосу тектонитов шириной от 5–10 до 35–40 км к востоку от палеоокеанического блока (см. рис. 1, а). В северном и южном сегментах контакт между тектонитами субвертикальный, в центральной части – наклонный с северо-восточным падением границ между литологическими разновидностями пород, сланцеватости и полосчатости. Строение фронтальной зоны бластомилонитов изучено по береговым обнажениям нижнего течения р. Гаревка (см. рис. 6). Для фронтальных бластомилонитов р. Гаревка, а также р. Тис характерны следующие кинематические индикаторы сдвига (или перемещения) в ходе деформационных событий, которые широко проявлены как на мезо- (породном), так и на микроуровнях [41]:

Рис. 6.

Схема геологического строения гаревского метаморфического комплекса в долине нижнего течения р. Гаревки. 1 – аллювий; 2–3 – тейский полиметаморфический комплекс: 2 – филлиты, кварциты, кристаллические сланцы кординской свиты, 3 – высокоглиноземистые кристаллические сланцы свиты хребта Карпинского; 4–5 – гаревский полиметаморфический комплекс: 4 – плагиогнейсы, кристаллические сланцы, прослои амфиболитов метакарбонатных пород и кварциты малогаревской толщи, 5 – плагиогнейсы, амфиболиты, мигматиты немтихинской толщи; 6–8 – магматические образования, пространственно залегающие в гаревском метаморфическом комплексе: 6 – граниты глушихинского комплекса, 7 – биотит-амфиболовые гранитогнейсы, 8 – шумихинский комплекс: а – ортоамфиболиты, б – микроклин-цоизитовые ортоамфиболиты; 9 – комплексы тектонитов Приенисейкой региональной сдвиговой зоны: а – нерасчлененные бластомилониты и катаклазиты, б – мигматиты и мигматизированные породы; 10 – подзоны фронтальной зоны бластомилонитов: А – внутренняя, Б – центральная, В – внешняя; 11 – геологические границы между: а – разновозрастными геологическими образованиями и разнофациальными образованиями с резким переходом, б – между разнофациальными образованиями с постепенным переходом; 12 – тектонические границы: а – разломы, б – надвиги, в – несогласные залегания; 13 – залегание кристаллизационной сланцеватости: а – наклонной, б – вертикальной метаморфической полосчатости и гнейсовидности, в – места отбора проб и их номера, г – места отбора проб слюд и амфиболов для проведения 40Ar/39Ar датирования

– линейная деформационная гнейсовидность;

– наличие упорядоченных структур сдвигового пластического течения (см. рис. 4, б, д, е);

– растяжение и разрыв складок течения с кулисообразной морфологией;

– рассланцевание (см. рис. 4, г);

– катаклаз;

– будинаж (см. рис. 4, в).

– полоски излома в слюдах, плагиоклазах (см. рис. 5, е);

– “тени давления” перекристаллизованного кварца;

– S-образные и сильно деформированные зерна граната со структурами снежного кома (см. рис. 4, ж, з);

– разрывы минеральных зерен со смещением и формированием “лоскутных” полосок;

– развитие деформационных двойников и ламелей в плагиоклазах;

– параллельное распределение мелкозернистых линзообразных минеральных агрегатов.

Сдвиговые зоны проявлены структурами преимущественно правосдвиговой и подчиненной левосдвиговой кинематики и бластомилонитами с преобладающими элементами ламинарного течения. Границы между породными комплексами маркируются поверхностями срыва и притирания [6].

По мере удаления от Приенисейского разлома на восток фронтальная надшовная зона условно подразделена на три подзоны тектонитов. В пределах подзон бластомилониты отличаются условиями залегания, структурно-текстурными особенностями, составом протолитов и степенью дислокационного метаморфизма (см. табл. 1):

• внутренняя подзона бластомилонитов, непосредственно прилегающая к тектоническому шву, характеризуется падением блоков тектонитов на В–СВ под углами от ∠30° до ∠50° градусов (ширина подзоны от 0.5 до 5 км);

• центральная подзона бластомилонитов имеет преимущественно вертикальные залегания (ширина от 1 до 10 км);

• внешняя подзона бластомилонитов, наиболее удаленная от Приенисейского разлома, выражена слабее, в блоках гнейсов и сланцах сохраняются ранние деформации D1 и первичная структура гранитоидов (ширина до 7 км).

Бластомилониты внутренней подзоны

Изучены на участке выше устья р. Верхняя Сурниха – устье р. Гаревка, где блоки палеоокеанической литосферы контактируют с блоками гаревского метакомплекса. Последние представлены “очковыми” порфиробластическими гнейсами крупно-гигантозернистой структуры (рис. 7, а) и залегающими выше полевошпатизированными биотитовыми мелкозернистыми плагиогнейсами (см. рис. 7, б) с падением полосчатости на СВ–В под углами ∠35–50 градусов. Выше по разрезу, вверх по р. Гаревке в гнейсах малогаревской толщи локально развиты безплагиоклазовые Grt–St–Ky–Chl–Qz, бластомилониты (рис. 8, б).

Рис. 7.

Фотографии обнажений тектонитов внутренней подзоны фронтальной зоны. Восток–северо-восточное падение гнейсовидности в гнейсах немтихинской толщи в зоне поддвига–сдвига. (а), (б) – деформированные “очковые” гнейсы правого берега р. Енисей в 1–1.5 км ниже устья р. Гаревка, (в), (г) – синтектонические полевошпатизированные биотитовые плагиогнейсы в нижнем течении р. Тис, правый берег; поздняя синтектоническая микроклинизация в районе о. Островок, западный берег (р. Енисей, среднее течение): (д) – микроклинизированные ортоклазовые пегматиты; (е) – микроклинизированные апорапакивигранитные бластомилониты.

Рис. 8.

Фотографии обнажений тектонитов внутренней и центральной подзон фронтальной зоны Приенисейской региональной сдвиговой зоны. Внутренняя подзона: (а) – разлистованные апогнейсовые бластомилониты и микрофотография шлифа, николи параллельны, (б) – гранат-ставролит-кианитовые апометапелитовые бластомилониты и микрофото шлифа, николи параллельны (правый берег р. Гаревки в 1.5 км выше устья); Центральная подзона: (в) – бластомилониты по гранитам рапакиви и микрофото шлифа, николи параллельны, (г) – бластомилониты по микроклиновым гранитам и микрофото шлифа, николи скрещены, (устье р. Вятка).

Бластомилониты центральной подзоны

Детально изучены в районе Осиновских порогов, по береговым обнажениям р. Гаревка (см. рис. 7), р. Тис, в районе устья р. Вятка (правобережный приток р. Енисей), а также в южном сегменте в правобережьи р. Енисей и в среднем течении р. Кан. Для данной подзоны характерны полихронность процессов тектоники, магматизма и дислокационного метаморфизма, преобладающая право-сдвиговая кинематика разломов, субвертикальное залегание сланцеватости, выделение деформированных “очковых” порфирокластов полевых шпатов (см. рис. 7, а, б) и поздняя синтектоническая микроклинизация (см. рис. 7, в, е). Наиболее сложной по строению и эволюции этой подзоны является приустьевая часть р. Вятка (правый приток р. Енисей) и о. Островок (см. рис. 8, а, в, д). На этом участке биотитовые плагиогнейсы немтихинской толщи сильно тектонизированы (см. рис. 8, а) и интрудированы комплексом разновозрастных тел гранитоидов (см. рис. 8, в, г) конкордантных с северо-западным простиранием тектонитов подзоны.

В Южно-Енисейском сегменте региона бластомилониты внутренней подзоны изучены в правобережье р. Енисей на контакте высокоглиноземистых гнейсов палеопротерозоя енисейского комплекса с кузеевской толщей неоархея (?)–палеопротерозоя. Крутое залегание полосчатости здесь маркируется дайками гранат содержащих, возможно – синтектонических, метадолеритов. Особенности гранитоидного магматизма (рапакиви, рои даек аплита, пегматиты) и результаты изотопного датирования структурно-вещественных комплексов позволяют рассматривать центральную подзону как долгоживущую в интервале 880–540 млн лет [11].

Внешняя подзона бластомилонитов

Данная подзона надшовной зоны характеризуется участками с сохранностью деформационных структур D1, установленных в береговых обнажениях среднего течения р. Гаревки (рис. 9, а, б) в гаревском комплексе. Бластомилониты этой подзоны низкотемпературные и представлены маломощными зонами Сhl–Ser–Bt сланцеподобных тектонитов по метапелитам малогаревской толщи и тектонитами по гранитам Чернореченского массива (см. риc. 9, в, г).

Граница внешней подзоны проходит предположительно в 30 км на восток от Приенисейского глубинного разлома, срытого под покровом осадочного чехла, западнее устья р. Ангара. Свидетельством этому является недеформированный Стрелковский массив лейкогранитов глушихинского комплекса с контактово-измененными метакарбонатами горевской свиты позднего рифея.

Таким образом, шовные и фронтальные (надшовные) бластомилонитовые комплексы отличаются геолого-структурным положением и гетерогенным составом протолитов слагаемых вещественных комплексов (базиты, гнейсы, граниты). Возраст бластомилонитовых комплексов Енисейского кряжа, согласно 40Ar/39Ar датированию слюд и амфиболов (см. табл. 1), – поздненеопротерозойский и варьирует в пределах 635–583 млн лет.

ЭТАПЫ ДОКЕМБРИЙСКОЙ ЭВОЛЮЦИИ ПОРОД

Анализ геохронологических данных, полученных при изучении гнейсов Приенисейской сдвиговой зоны, позволил выделить несколько этапов деформационно-метаморфических преобразований в последовательности тектонических событий в докембрийской эволюции Енисейского кряжа в интервале от позднего палеопротерозоя до венда.

Этап ~1.73 млрд лет. Первый этап формирования реликтовых гнейсов в Ангаро-Канском блоке (~1.73 млрд лет) соответствует времени проявления гранулит-амфиболитового метаморфизма пород. Полученные датировки хорошо согласуются с возрастом формирования аллохтонных гиперстен-ортоклазовых гранитов – чарнокитов (кузеевитов) Ангаpо-Канcкого выcтупа. Мы полагаем, что этот этап фиксирует завершение cтановления структуры Сибирского кратона в составе суперконтинента Нуна.

Этап c рубежами 1.54, 1.38 и 1.25 млрд лет. На втором этапе в результате растяжения коры, который может быть связан с предполагаемым распадом палеоконтинента Нуна, эти породы подверглись прогрессивному динамометаморфизму с трансформацией от реликтовых к бластомилонитовым гнейсам и образованием комплексов высокобарических тектонитов. Эти процессы контролировались системой дискретных сдвиговых плоскостей и зон деформаций, обусловивших многократную деструкцию пород с тремя пиками 1.54, 1.38 и 1.25 млрд лет. Поздние деформации мезопротерозойской тектонической активизации в регионе произошли в интервале 1.17–1.03 млрд лет назад [11]. Это хорошо согласуется с эволюцией Гренвильского пояса в Лаврентии, являющейся ядром Родинии, диапазон развития которого охватывал от 1.8 до 1.0 млрд лет с заключительными деформациями, приведшими к коллизии мезопротерозойских блоков, в интервале 1.19–0.98 млрд лет назад [43].

Этап 615–600 млн лет. Заключительный этап динамометаморфических структурно-вещественных преобразований, приуроченных к Приенисейской сдвиговой зоне, проявлен в эдиакарии (венде), в узком диапазоне времени 615–600 млн лет назад. Возраст заключительных тектонотермальных событий маркирует завершающий этап неопротерозойской истории в формировании покровно-складчатого орогена как составной части Саяно-Енисейского горно-складчатого региона Сибирской докембрийской платформы. Данный этап связан с аккрецией Исаковского и Предивинского островодужных террейнов, формированием Саяно-Енисейского аккреционного пояса и латеральным приращением континентальной коры на западной окраине Сибирского кратона.

Совокупность имеющихся датировок циркона из магматических комплексов Исаковского террейна (701.6 ± 8.4, 697.2 ± 3.6, 691.8 ± 8.8 и 682 ± ± 13 млн лет) в Северо-Енисейском кряже [10] совместно с датировками вулканитов Пpедивинcкого теppейна, pаcположенного в Южно-Ениcейcком кpяже (637 ± 5.7 млн лет), указывают на фоpмиpование офиолитов и оcтpовныx дуг Пpиениcейcкой зоны в интеpвале 700–640 млн лет. В последовательности тектонических событий в эволюции Енисейского кряжа изученные проявления основного магматизма могли отражать различные этапы растяжения вдоль западной окраины Сибирского кратона [35]. Образование более примитивных по химическому составу базальтов происходило на начальных этапах спрединга, когда плавлению подвергались верхние горизонты деплетированной мантии. А более высокотитанистые базальты образовались как продукты плавления обогащенного мантийного субстрата (менее истощенных горизонтов мантии) на более поздних этапах спрединга [10].

В конце неопротерозоя в диапазоне времени от 640 до 600 млн лет океаничеcкая литоcфеpа, фpагментом котоpой являлись базиты и ультрабазиты Исаковского террейна, cубдуциpовала под окpаину Cибиpcкого континента. Об этом свидетельствует обнаружение в регионе эксгумированных блоков с проявлениями глаукофансланцевого метаморфизма – метаморфизованных членов офиолитовых разрезов, – формирующихся в зоне палеосубдукции и являющихся ее прямым индикатором. С учетом данных по продолжительности эксгумации пород в интенсивно деформированных тектонических зонах [27] предполагаемый возраст процессов субдукции (погружения) базитов Исаковского террейна, ответственных за формирование глаукофановых сланцев, может отвечать интервалу от 640 до 620 млн лет. Это согласуется со временем формирования ряда высокобарических продуктов процессов субдукции (например, в Куртушибинском глаукофансланцевом и Северомуйском эклогитовом комплексах) в Центрально-Азиатском подвижном поясе [2].

Впоследствии в процессе эксгумации глаукофановые сланцы подвергались интенсивным деформациям c полной перекристаллизацией субстрата и образованием новых высокобарических минеральных парагенезисов в Приенисейской сдвиговой зоне. В результате изотопного датирования биотитов и мусковитов из тектоносланцев было установлено время наиболее позднего импульса динамометаморфических структурно-вещественных преобразований, которое произошло в эдиакарии (венде), в узком диапазоне времени 595–608 млн лет назад [10]. Выявленный синхронный этап вендских деформационно-метаморфических событий в северном и южном сегментах Приенисейской сдвиговой зоны связывается с интенсивной тектонической переработкой пород меланжа шовной зоны после проявления аккреционно-субдукционных процессов в регионе. Полученные нами результаты согласуются с оценками возраста метаморфических пород Северо-Западного Присаянья (Канский, Арзыбейский и Дербинский блоки), входящих совместно с Енисейским кряжем в состав Саяно-Енисейского аккреционного пояса [14].

ГЕОХРОНОЛОГИЧЕСКИЕ ДАННЫЕ И ГЕОДИНАМИЧЕСКАЯ ИНТЕРПРЕТАЦИЯ

Для определения возраста деформационно-метаморфических преобразований породного субстрата Приенисейской региональной сдвиговой зоны проведен изотопный 40Ar/39Ar анализ фракций слюд, отобранных из наиболее интенсивно деформированных образцов Grt–Pl–Bt–Мs–Кfs–Qz тектонитов и амфиболов из апобазитовых бластомилонитов. Изотопный состав аргона измерялся на масс-спектрометре Noble gas 5400 фирмы Микромасс (ИГМ СО РАН, г. Новосибирск), (аналитик А.В. Травин) по стандартным процедурам, по [10].

Рис. 9.

Фотографии обнажений внешней подзоны фронтальной зоны тектонитов. Субгоризонтальное залегание пород: (а) – углеродистые филлиты кординской свиты мезопротерозоя, (б) – D1-деформированные порфирокластические плагиогнейсы немтихинской толщи (среднее течение р. Гаревка); бластомилониты по гранитам западного эндоконтакта Чернореченского массива: (в) – гнейсовидность и кручение порфирокластов микроклина, (г) – тонкая полосчатость с дифференциацией на микроклиновые и кварц-слюдяные литоны (правый берег р. Енисей в 45 км на северо-запад от г. Енисейск).

Исследуемые минералы представлены кристаллами таблитчатой формы, ориентированными в породной массе согласно общему простиранию сдвиговой зоны и обособленными преимущественно на плоскостях межзернового скольжения, кливажа плойчатости и граничных поверхностях микролитонов. В результате изотопного датирования тектоносланцев по возрасту плато установлено время наиболее позднего эпизода динамометаморфических структурно-вещественных преобразований, приуроченных к Приенисейской сдвиговой зоне, который произошел в эдиакарии (венде), в узком диапазоне времени 583–635 млн лет назад (см. табл. 1, рис. 10). Это свидетельствует о достаточно продолжительном времени формирования тектонитов (30–50 млн лет) в процессе аккреционно-коллизионных событий в эдиакарии.

Рис. 10.

Результаты 40Ar/39Ar определений для слюд из бластомилонитов разных зон Енисейского кряжа.

Мы предполагаем, что выявленный этап вендских деформационно-метаморфических событий в северном сегменте сдвиговой зоны маркирует завершающую стадию неопротерозойской истории формирования Енисейского кряжа как орогена на докембрийском этапе, связанную с интенсивной тектонической переработкой пород меланжа шовной зоны в ходе аккреционно-субдукционных процессов в регионе. Верхний возрастной рубеж этапа проявления этих процессов ограничивается накоплением вороговской серии, в базальных конгломератах которой обнаружена галька серпентинитов сурнихинского комплекса [5], и внедрением лейкогранитов и субщелочных лейкогранитов гранитов Осиновского массива [10]. Наши результаты согласуются с оценками возраста перекрывающих молассовых комплексов поздневендского возраста, базанитов и бластомилонитов гаревского комплекса и метабазальтов и метагаббро офиолитового комплекса Исаковского террейна Северо-Енисейского кряжа. Близкие результаты были получены при исследования гнейсов континентального блока и амфиболитов островодужного Предивинского террейна, сочлененных в южном сегменте Приенисейской сдвиговой зоны Южно-Енисейского кряжа [11]. Поздненеопротерозойский этап эволюции кряжа можно сопоставить с заключительной фазой распада палеоконтинента Родиния, отчленением от нее Сибирского кратона и раскрытием Палеоазиатского океана. Полученные в результате проведенного нами анализа возрасты зерен детритового циркона (610–600 млн лет) из осадочных формаций Саяно-Байкало-Патомского пояса на южной окраине Сибирского кратона подтвердили начало активного осадконакопления в формировавшемся океаническом бассейне между палеоконтинентами Сибирь и Лаврентия [23].

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Р–T эволюция пород и геодинамические модели

Установленная тектоническая зональность строения шовной и фронтальной зон свидетельствует о восточной вергентности коллизии Исаковского и Предивинского палеоокеанических террейнов и генетической связи бластомилонитовых комплексов с зоной субдукции, петрологическими свидетельствами чего является обнаружение реликтов глаукофановых сланцев в шовной зоне. Результаты геотермобарометрии, полученные методами мультиравновесной геотермобарометрии и фазовых диаграмм с использованием химических составов минералов и их зональности, приведены в работах [11, 35]. Расчеты показали значимые различия по Р–Т параметрам формирования тектонитов разных частей шовной зоны, что свидетельствует о существенной неоднородности дислокационного метаморфизма и контрастности проявления деформаций по простиранию и вкрест простирания Приенисейской региональной сдвиговой зоны.

Формирование основной массы бластомилонитов происходило с повышением давления в среднем на 2–3 кбар при незначительном повышении температуры (рис. 11). Более интенсивно деформированные тектониты, приуроченные, как правило, к приразломным зонам или полосам концентрированных деформаций, показывают повышенные значения величин давления (10–15 кбар в метабазитах и 8–13 кбар в метапелитах) в сравнении с фоновыми (литостатическими) значениями более раннего регионального метаморфизма (6–8 кбар), определенными для менее деформируемых участков гаревского комплекса.

Рис. 11.

P–T условия и тренды эволюции метаморфизма для исходных пород и тектонитов Приенисейской региональной сдвиговой зоны. Обозначены сланцы: зеленые – ЗС, голубые – ГС; эпидотовые амфиболиты – ЭАМФ, амфиболиты – АМФ; гранулиты – ГР, кианитовые гранулиты – КГР; эклогиты – ЭКЛ (по [25]). 1–2 – Р–Т области: 1 – исходных гнейсов, 2 – бластомилонитов Заангарья; 3–4 – Р–Т области: 3 – исходных гнейсов, 4 – бластомилонитов Ангаро-Канского блока; 5 – обобщенные направления Р–Т трендов эволюции стресс-метаморфизма со значениями метаморфического градиента; 6 – локальные вариации Р–Т параметров между реликтовыми гнейсами и тектонитами в разных доменах пород Ангаро-Канского блока

Максимальные превышения давления (до 5 кбар) отмечены в породах метабазит-ультрабазитового блока, залегающих внутри зоны серпентинитового меланжа на границе Сибирского кратона и Исаковского островодужного террейна. Интенсивная деформация пород приводила к практически полной перекристаллизации субстрата и образованию новых высокобарических минеральных парагенезисов в условиях фации амфиболовых эклогитов (см. рис. 11). Поэтому отчетливая запись ранних процессов формирования глаукофановых сланцев была стерта и сохранилась только в виде реликтовых включений в минералах поздних метаморфических этапов. Формирование апоглаукофановых бластомилонитов в ходе наложенных интенсивных сдвиговых деформаций происходило с максимальным повышением давления на 3–5 кбар с одновременным ростом температуры на 180–240°С. Генерации таких повышенных термодинамических параметров могли быть связаны с простым прогрессивным увеличением Р–Т параметров в ходе контролируемой деформацией перекристаллизации вещества, что хорошо согласуется с вычисленной траекторией изменения Р–Т параметров пород с ходом по часовой стрелке. Подобный механизм хорошо объясняет наблюдаемые микротекстурные и химические особенности изученных пород. Дополнительным источником тепла для проградного метаморфизма мог служить локальный разогрев пород при вязких деформациях [21, 22].

Однако формирование основной массы изученных бластомилонитов происходило с повышением давления в среднем на 2–3 кбар при незначительном повышении температуры в сравнении с фоновыми значениями более раннего регионального метаморфизма [35]. Возможно несколько сценариев тектонического развития таких комплексов:

• Рост литостатического давления мог являться результатом погружения первоначально горизонтальных- или наклонно залегающих метаморфических пород, впоследствии деформированных в процессе складчатости и сохранившихся либо как крыло складки, либо в виде моноклинали. Результаты геотермобарометрии свидетельствуют о перепаде давления в 2–3 кбар, что находится в противоречии с величиной литостатического давления при нормальном погружении, которое возникло бы в этих породах при градиенте 1 кбар/3.5 км. Кроме того, при погружении пород в этом случае происходило бы повышение температуры минимально на 100–120°С, если принять температурный градиент в 20°С/км.

• Увеличение давления в зоне сдвига могло быть обусловлено дифференциальным движением блоков земной коры, эксгумированных с различной глубины [19]. Однако эта модель последовательного структурного сдвига не имеет в данном случае таких геологических свидетельств, как тектонические контакты и высокие латеральные градиенты температуры между породами соседних блоков.

• Увеличение литостатического давления происходило под действием интрузивного тела (магматической нагрузки). В этом случае должно происходить значительное повышение температуры пород за счет тепла кристаллизации магмы (типичные величины для скрытой теплоты кристаллизации на порядки превосходят величины теплогенерации за счет радиоактивных источников) [44], что не согласуется с результатами геотермобарометрии.

Исходя из результатов минеральной геотермобарометрии и вычисленных Р–Т трендов эволюции, поздний этап метаморфизма не сопровождался существенным увеличением температуры и происходил в условиях очень низкого геотермического градиента (dT/dH < 10°С/км). Поэтому допустимо предложение такого механизма, при котором рост давления происходил в условиях приближающихся к изотермическим. Это возможно при быстром надвиге/поддвиге блоков при коллизии со скоростью более 400 м/млн лет с последующей быстрой эксгумацией пород [29, 30]. В соответствии с моделью тектонического утолщения земной коры в результате тепловой инерции температура погруженных на глубину пород не успевает повыситься до равновесной температуры, прежде чем породы оказываются поднятыми к поверхности [15]. В этом случае продолжительность постколлизионной эксгумации обычно не превышает 15–20 млн лет, что соответствует быстрой скорости подъема метаморфических пород около 500–700 м/млн лет [35]. Эти значения хорошо согласуются со скоростью эксгумации (400 м/млн лет), рассчитанной для коллизионных метаморфических комплексов Северо-Енисейского кряжа, по результатам термомеханического численного моделирования [34]. В соответствии с другими известными теплофизическими моделями [47] также было показано, что породы нижней плиты приразломной структуры могут подвергаться изотермическому погружению только при повышенной скорости надвига верхней плиты около нескольких сотен метров за миллион лет.

При тектонической интерпретации отдельных надвиговых структур региона Новая Англия в США было показано, что изотермическое погружение могло происходить в средней плите, расположенной между нижней и верхней плитами, если движение по разломам происходило одновременно [48]. Температуры в средней плите при этом остаются относительно постоянными, так как прогрев сверху уравновешивается остыванием снизу. Однако для применения этой модели к рассматриваемому нами случаю необходимо, чтобы под литосферной плитой находились породы, разделенные еще одним разломом, что противоречит геологической ситуации в регионе. Модель субизотермического увеличения давления при быстром надвиге блоков пород с различными теплофизическими и теплогенерирующими свойствами, используемая применительно к метаморфизму вблизи Панимбинского надвига в бассейнах рек Еруда и Чиримба (Северо-Енисейского кряжа), также не позволяет интерпретировать метаморфическую эволюцию региона [34, 42].

В связи с этим мы рассматриваем альтернативный механизм, предусматривающий значительные превышения давления, а не постепенный градиент давления – закономерное его увеличение в зависимости от глубины. Оценка отклонения полученных значений давления от литостатического давления указывают на распространенность подобных явлений в различных временны́х и пространственных масштабах при метаморфизме и конвергентных процессах, включая столкновение плит [28]. В рассмотренных случаях величины избыточного тектонического давления могут значительно изменяться и достигать до 100% от величины литостатического давления [40], в зависимости от реологии деформированных пород [26]. Однако есть свидетельства, что и небольшие локальные тектонические напряжения могут также способствовать генерации сверхдавлений в бластомилонитах [31, 45, 51], что подтверждает воздействие тектонического стресса как дополнительного термодинамического фактора метаморфических преобразований в шовных зонах земной коры.

Наши расчеты показывают, что оценки P–T параметров значительно различаются между тектонитами, находящимися в структуре Приенисейской сдвиговой зоны, и менее деформированными породами на удалении от данной зоны (см. рис. 10). Вычисленные вариации давления могли быть вызваны интенсивной сдвиговой деформацией в неоднородной среде на поздних этапах метаморфической эволюции пород. Эти результаты согласуются с численными экспериментами, согласно которым ориентированное тектоническое давление, генерированное локально в зонах пластического сдвига, в 1.4–2 раза превышало литостатическое давление [16, 39, 45, 46, 49]. Таким образом, предлагаемая нами тектоническая модель, основанная на превышении ориентированного тектонического давления над литостатическим давлением в зоне пластического сдвига, рассматривается как один из возможных сценариев эволюции пород региона.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

В пределах Приенисейской региональной сдвиговой зоны Енисейского кряжа изучены метапелиты и метабазиты, подвергшиеся интенсивным деформациям c перекристаллизацией субстрата и образованием комплексов бластомилонитов с возрастом 640–580 млн лет. Впервые установлена их зональность и выделены шовная зона в палеоокеаническом секторе и фронтальная (надшовная) зона в палеоконтинентальном секторе. На основании геолого-структурных и петрологических исследований установлена пространственная связь и корреляция вариаций Р‒Т условий метаморфизма с интенсивностью деформаций пород в процессе коллизии Исаковского и Предивинского террейнов с краем Сибирского кратона, о чем свидетельствует неоднородность распределения этих параметров в пределах Приенисейской региональной сдвиговой зоны.

Выявленные различия в Р–Т параметрах метаморфизма между сильно- и слабодеформированными породами и конфигурации P–T трендов контролировались разными тектоническими механизмами. Повышение давления на 1.5–3 кбар при незначительном увеличении температуры с низким dT/dH < 10°С/км, вероятно, было обусловлено утолщением земной коры в результате быстрого надвига/субдукции с последующим быстрым подъемом пород. Максимальные превышения давления на 5 кбар и температуры на 200°С при более высоком градиенте dT/dH = 20°С/км могли быть результатом прогрессивной перекристаллизации субстрата, осложненной локальным разогревом пород при вязких деформациях и превышением ориентированного тектонического давления над литостатическим давлением в зонах пластического сдвига. Полученные нами данные и имеющиеся результаты компьютерного моделирования подтверждают возможность генерации сверхдавлений и повышения температуры при интенсивных пластических сдвиговых деформациях в шовных зонах земной коры. Это позволяет рассматривать геодинамическую модель превышения сверхдавления над литостатическим давлением в зоне пластического сдвига как один из возможных сценариев тектонической эволюции региона, включающей проградное увеличение P–T параметров при вызванной деформацией рекристаллизации, присутствие в тектоническом меланже различных блоков пород с различной метаморфической историей.

Благодарности. Авторы выражают благодарность рецензенту д.-г. м. н. Н.Б. Кузнецову (ГИН РАН, г. Москва) за ценные конструктивные замечания, способствовавшие улучшению статьи.

Финансирование. Исследования проведены в рамках госзаданий ИГМ СО РАН (г. Новосибирск), ИГГ УрО РАН (г. Екатеринбург, АААА-А18-118052590032-6) и по проекту РФФИ № 18-05-00152.

Список литературы

  1. Беляев О.А., Митрофанов Ф.П., Петров В.П. Локальные вариации РТ-параметров тектонометаморфизма в зоне пластического сдвига // ДАН. 1998. Т. 361. № 3. С. 370–374.

  2. Волкова Н.И., Скляров Е.В. Высокобарические комплексы Центрально-Азиатского складчатого пояса: геологическая позиция, геохимия и геодинамические следствия // Геология и геофизика. Т. 48. № 1. С. 109–119.

  3. Ениколопян Н.С., Мхитарян А.А., Карагезян А.С. Сверхбыстрые реакции разложения в твердых телах под давлением // ДАН. 1986. Т. 288. № 3. С. 657–660.

  4. Иванов С.Н., Русин А.И. Континентальный рифтовый метаморфизм // Геотектоника. 1997. № 1. С. 6–19.

  5. Качевский Л.К. Легенда Енисейской серии Государственной геологической карты Российской Федерации масштаба 1 : 200 000 (2-ое изд.). Красноярск: Красноярскгеология, 2002. 200 с.

  6. Козлов П.С., Лиханов И.И., Ревердатто В.В., Зиновьев С.В. Тектоно-метаморфическая эволюция гаревского полиметаморфического комплекса как свидетельство проявления гренвильских событий на западной окраине Сибирского кратона // Геология и геофизика. 2012. Т. 53. № 11. С. 1476–1496.

  7. 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.

  8. Кузьмичев А.Б., Падерин И.П., Антонов А.В. Позднерифейский Борисихинский офиолитовый массив (возраст и обстановка формирования) // Геология и геофизика. 2008. Т. 49. № 12. С. 1175–1188.

  9. Кулаковский А.Л., Морозов Ю.А., Смульская А.И. Тектонический стресс как дополнительный термодинамический фактор метаморфизма // Геофизические исследования. 2015. Т. 16. № 1. С. 44–68.

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

  11. Лиханов И.И., Ревердатто В.В., Козлов П.С., Зиновьев С.В., Хиллер В.В. P–T–t реконструкция метаморфической истории южной части Енисейского кряжа (Сибирский кратон): петрологические следствия и связь с суперконтинентальными циклами // Геология и геофизика. 2015. Т. 56. № 6. С. 1031–1056.

  12. Митрофанов Г.Л., Мордовская Т.В., Никольский Ф.В. Структуры скучивания коры некоторых окраинных частей Сибирской платформы / Тектоника платформенных областей / О.А. Вотах, В.А. Соловьев (ред.). Новосибирск: Наука, 1988. С. 169–173.

  13. Молчанов В.И., Селезнева О.Г., Осипов С.Л. Механоактивация минерального вещества как предпосылка стресс-преобразований в линеаментных зонах / В сб.: Структура линеаментных зон стресс-метаморфизма. В.А. Соловьев, Б.М. Чиков (ред.). Новосибирск: Наука, 1990. С. 150–164.

  14. Ножкин А.Д., Туркина О.М., Советов Ю.К., Травин А.В. Вендское аккреционно-коллизионное событие на юго-западной окраине Сибирского кратона // ДАН. 2007. Т. 415. № 6. С. 782–787.

  15. Ревердатто В.В., Лиханов И.И., Полянский О.П., Шеплев В.С., Колобов В.Ю. Природа и модели метаморфизма. Новосибирск: Изд-во СО РАН, 2017. 331 с.

  16. Тен А.А. Динамическая модель генерации высоких давлений при сдвиговых деформациях горных пород (результаты численного эксперимента) // ДАН. 1993. Т. 328. № 3. С. 322–324.

  17. Чередниченко А.И. Тектонофизические условия минеральных преобразований в твердых горных породах. Киев: Наукова думка, 1964. 184 с.

  18. Aerden D.G.A.M., Bell T.H., Puga E., Sayab M., Lozano J.A., Diaz de Federico A. Multi-stage mountain building vs. relative plate motions in the Betic Cordillera deduced from integrated microstructural and petrological analysis of porphyroblast inclusion trails // Tectonophysics. 2013. Vol. 587. P. 188–206.

  19. Beaumont C., Jamieson R.A., Nguyen M.H., Lee B. Hymalayan tectonics explained by extrusion of a low-viscosity crustal channel coupled to focused surface denudation // Nature. 2001. Vol. 414. P. 738–742.

  20. Bell T.H., Rieuwers M.T., Cihan M., Evans T.P., Ham A.P., Welch P.W. Inter-relationships between deformation partitioning, metamorphism and tectonism // Tectonophysics. 2013. Vol. 587. P. 119–132.

  21. Burg J.-P., Gerya T.V. The role of viscous heating in Barrovian metamorphism: thermomechanical models and application to the Lepontine Dome in the Central Alps // J. Metamorph. Geol. 2005. Vol. 23. P. 75–95.

  22. Burg J.-P., Schmalholz S.M. Viscous heating allows thrusting to overcome crustal scale buckling: numerical investigation with application to the Himalayan syntaxes // Earth Planet. Sci. Lett. 2008. Vol. 274. P. 189–203.

  23. Cawood P.A., Strachan R.A., Pisarevsky S.A., Gladkochub D.P., Murphy J.B. Linking collisional and accretionary orogens during Rodinia assembly and breakup: Implications for models of supercontinent cycles // Earth Planet. Sci. Lett. 2016. Vol. 449. P. 118–126.

  24. Chu X., Ague J.J., Podladchikov Y.Y., Tian M. Ultrafast eclogite formation via melting-induced overpressure // Earth Planet. Sci. Lett. 2017. Vol. 479. P. 1–17.

  25. Ernst W.G. Subduction-zone metamorphism, calc-alkaline magmatism, and convergent-margin crustal evolution // Gondwana Research. 2010. Vol. 18. P. 8–16.

  26. Faccenda M., Gerya T.V., Burlini L. Deep slab hydration induced by bending related variations in tectonic pressure // Nature Geosci. 2009. Vol. 2. P. 790-793.

  27. Fornash K.F., Cosca M.A., Whitney D.L. Tracking the timing of subduction and exhumation using 40Ar/39Ar phengite ages in blueschist- and eclogite-facies rocks (Sivrihisar, Turkey) // Contrib. Mineral. Petrol. 2016. Vol. 171. pp. 67.

  28. Gerya T. Tectonic overpressure and underpressure in lithospheric tectonics and metamorphism // J. Metamorph. Geol. 2015. Vol. 33. P. 785–800.

  29. Huerta A.D., Royden L.H., Hodges K.V. The effects of accretion, erosion and radiogenic heat on the metamorphic evolution of collisional orogens // J. Metamorph. Geol. 1999. Vol. 17. P. 349–366.

  30. Jamieson R.A., Beaumont C., Nguyen M.H., Lee B. Interaction of metamorphism, deformation and exhumation in large convergent orogens // J. Metamorph. Geol. 2002. Vol. 20. P. 9–24.

  31. Li Z.H., Gerya T.V., Burg P. Influence of tectonic overpressure on P–T paths of HP-UHP rocks in continental collision zones: thermomechanical modeling // J. Metamorph. Geol. 2010. Vol. 28. P. 227–247.

  32. 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. Vol. 300. P. 315–331.

  33. 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. Vol. 328. P. 128–145.

  34. 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 // J. Metamorph. Geol. 2004. Vol. 22. P. 743–762.

  35. 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. Vol. 304–307. P. 468–488.

  36. Mancktelow N.S. Tectonic pressure: Theoretical concepts and models // Lithos. 2008. Vol. 103. P. 149–177.

  37. Moulas E. The problem of depth in geology: When pressure does not translate into depth // Petrology. 2013. Vol. 21(6). P. 577–587.

  38. Passchier C.W., Trouw R.A.J. Microtectonics. (Berlin–Heidelberg, Springer, 2005), p. 366.

  39. Petrini K., Podladchikov Yu. Lithospheric pressure-depth relationship in compressive regions of thickened crust // J. Metamorphic Geol. 2000. Vol. 18. P. 67–77.

  40. Pleuger J., Podladchikov Y.Y. A purely structural restoration of the NFP20-east cross section and potential tectonic overpressure in the Adula nappe (central Alps) // Tectonics. 2014. Vol. 33. P. 656–685.

  41. Price N.J., Cosgrove J.W. Analysis of geological structures. (Cambridge, UK, Cambridge Univ. Press, 1990), p. 502.

  42. Reverdatto V.V., Likhanov I.I., Polyansky O.P., Sheplev V.S., Kolobov V.Y. The Nature and models of metamorphism. (Cham, Springer, 2019), p. 330.

  43. Rivers T. Assembly and preservation of lower, mid, and upper orogenic crust in the Grenville Province – Implications for the evolution of large hot long-duration orogens // Precambrian Research. 2008. Vol. 167. P. 237–259.

  44. Ruppel C., Hodges K.V. Pressure–temperature–time paths from two-dimensional thermal models: prograde, retrograde and inverted metamorphism // Tectonics. 1994. Vol. 13. P. 17–44.

  45. Schmalholz S.M., Podladchikov Y.Y. Metamorphism under stress: The problem of relating minerals to depth // Geology. 2014. Vol. 42. P. 733–734.

  46. Schmalholz S.M., Podladchikov Y.Y. Tectonic overpressure in weak crustal-scale shear zones and implications for exhumation of high-pressure rocks // Geophys. Res. Lett. 2013. Vol. 40. P. 1984–1988.

  47. Shi Y., Wang C. Two-dimensional modeling of the P‒T paths of regional metamorphism in simple overthrust terranes // Geology. 1987. Vol. 15. P. 1048–1051.

  48. Spear F.S., Kohn J.T., Cheney J.T., Florence F. Metamorphic, thermal, and tectonic evolution of central New England // J. Petrol. 2002. Vol. 43. P. 2097–2120.

  49. Tajchmanova L. Pressure variations in metamorphic rocks: Implications for the interpretation of petrographic observations // Mineralog. Magazine. 2013. Vol. 77. № 5. P. 2300.

  50. Tajchmanova L., Vrijmoed J., Moulas E. Grain-scale pressure variations in metamorphic rocks: implications for the interpretation of petrographic observations // Lithos. 2015. Vol. 216–217. P. 338–351.

  51. Vrijmoed J.C., Podladchikov Y.Y., Andersen T.B., Hartz E.H. An alternative model for ultra-high pressure in the Svartberget Fe–Ti garnet-peridotite, western gneiss region, Norway // Europ. J. Mineral. 2009. Vol. 21. P. 1119–1133.

  52. Whitney D.L., Evans B.W. Abbreviations for rock-forming minerals // Am. Mineralogist. 2010. Vol. 95. P. 185–187.

Дополнительные материалы отсутствуют.

Инструменты

следующая статья выпуска предыдущая статья выпуска содержание выпуска

Геотектоника

Архивы выпусков Информация о журнале Отправить рукопись в журнал