Бесплатный автореферат и диссертация по наукам о земле на тему

Метаморфические комплексы Урала и проблема эволюции метаморфизма в полном цикле развития литосферы подвижных поясов

ВАК РФ 25.00.04, Петрология, вулканология

Автореферат диссертации по теме "Метаморфические комплексы Урала и проблема эволюции метаморфизма в полном цикле развития литосферы подвижных поясов"

На правах рукописи

Русин Анатолий Иванович

МЕТАМОРФИЧЕСКИЕ КОМПЛЕКСЫ УРАЛА И ПРОБЛЕМА ЭВОЛЮЦИИ МЕТАМОРФИЗМА В ПОЛНОМ ЦИКЛЕ РАЗВИТИЯ ЛИТОСФЕРЫ ПОДВИЖНЫХ ПОЯСОВ

Специальность 25.00.04 - Петрология, вулканология

Автореферат диссертации на соискание ученой степени доктора геолого-минералогических наук

Екатеринбург 2004 г.

Работа выполнена в Институте геологии и геохимии УрО РАН

Официальные оппоненты:

доктор геолого-минералогических наук, академик РАН

Ф.П. Митрофанов

доктор геолого-минералогических наук, член-корреспондент РАН

К.К. Золоев

доктор геолого-минералогических наук А.И. Белковский

Ведущая организация: Институт геологии Карельского НЦ РАН

Защита состоится 21 декабря 2004 г. в 14 часов на заседании диссертационного совета Д 004.021.02 при Институте геологии и геохимии им. акад. А.Н. Заварицкого УрО РАН по адресу: 620151, Екатеринбург, Почтовый пер. 7, ИГиГ УрО РАН.

Факс: (343) 3715252; e-mail: root@igg.e-burg.su

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке Института геологии и геохимии им. акад. А.Н. Заварицкого.

Автореферат разослан « //» ноября 2004 года.

Ученый секретарь диссертационного совета

ВВЕДЕНИЕ

Формирование фанерозойских орогенных поясов Земли обусловлено глубинными геодинамическими процессами. Конвективные течения в мантии, структура и интенсивность которых контролируется разноглубинными мантийными плюмами, вызывают движения литосферных плит и закономерную смену геодинамических обстановок в подвижных областях. Пульсационность функционирования мантийных ллюмов отражается в периодической активизации геологических процессов (Добрецов и др., 1993). Повторяемость во времени отдельных седиментационных, магматических и метаморфических событий отмечается в различных геодинамических обстановках, но традиционно интерпретируется как свидетельство полицикличности развития орогенических поясов. Такая трактовка вызывает дискуссии, так как обоснование ранних (неопротерозойских) орогенических циклов или циклов Уилсона, из-за проблематичности нахождения важнейших материальных свидетельств их проявления (офи-олитов, островодужных комплексов и др.), в таких орогенных поясах как Урал, Аппалачи, Скандинавия и др. во многом гипотетично. Часто основным, а иногда и единственным, аргументом полицикличности фанерозой-ских областей является метаморфизм позднедокембрийских толщ. Обоснование его континентальной рифтовой природы, в совокупности с другими данными, приводит к новому пониманию предыстории коллизионных орогенов и общей эволюционной направленности развития литосферы фанерозойских подвижных областей в полном крупном цикле, продолжительность которого может значительно превышать современные оценки, предполагаемые для циклов Уилсона (Хаин, 2000).

Актуальность проблемы. Метаморфические породы содержат важнейшую информацию о термодинамических условиях глубинного петро-генезиса. Они присутствуют практически во всем вертикальном разрезе литосферы подвижных областей и формируются во всех возможных геодинамических обстановках. В этом плане метаморфизм является одним из основных индикаторных эндогенных процессов, дополняющим данные магматизма и тектоники. Выяснение общей последовательности событий в развитии литосферы подвижных областей не может быть полным без специального анализа метаморфических процессов. Благоприятным объектом для такого анализа является Урал - типичный коллизионный покровно-складчатый пояс, история геологического развития которого охватывает интервал времени более 1 млрд лет и отражает полный крупный цикл эволюции литосферы. Разрыв континентальной Евро-Ази-

3 РОС НАЦИОНАЛЬНАЯ БИБЛИОТЕКА

атской плиты и образование океанического бассейна, связанные с тектоническим режимом растяжения, а также островодужный и коллизионный орогенез в режиме сжатия, обусловливающий формирование новой континентальной коры, на всех этапах сопровождаются метаморфическими процессами. Выяснение их роли и значения в последовательно сменяющихся геодинамических обстановках представляет не только общенаучный интерес, затрагивающий фундаментальные основы геологических знаний, но и практическую ценность, так как раскрывает новые перспективы обнаружения месторождений метаморфогенного класса.

Цель и задачи исследования. Главная цель - выяснение общей последовательности метаморфических событий в полном крупном цикле развития литосферы фанерозойских подвижных областей. Разработка этой проблемы предусматривает проведение теоретических исследований по обоснованию связей метаморфизма и тектоники с моби-листских позиций, палеореконструкций геодинамических обстановок проявления метаморфизма и типизации метаморфических комплексов, а также решение конкретных задач: 1 - изучение блоков эпика-рельского кристаллического фундамента и выделение в них метаморфических преобразований, связанных с разрывом плит и орогенными процессами; 2 - изучение типовых метаморфических комплексов различных геодинамических обстановок; 3 - выяснение особенностей метаморфических преобразований в вертикальном разрезе растягивающейся литосферы; 4 - выделение главных черт и обоснование природы доо-рогешюго (континентального рифтового) и орогенного (коллизионного) метаморфизма складчатых областей.

Методика исследования. Проявления метаморфизма в различных структурно-формационных зонах Урала изучались традиционными методами метаморфической петрологии, включающими метаморфическое картирование, анализ парагенезисов, количественные оценки пространственных РТ-параметров метаморфизма. Исследование комплексов бластоми-лонитов - особого класса метамофических пород, формирующихся в условиях хрупко-пластичного течения материала, проводилось с учетом экспериментальных данных по реологии пород и минералов и только на основе микрозондовых анализов. Для блоков раннего докембрия были использованы методики, применяемые при изучении высокометаморфи-зованных регионов с широко проявленными ультраметаморфическими процессами. При геодинамических реконструкциях методической основой служил формационный анализ, учитывающий современные достижения тектоники литосферных плит.

Фактический материал. В основу работы положены исследования автора по тематическим планам Института геологических наук АН КазССР (1965-1973 гг.) и Института геологии и геохимии Уральского отделения РАН (1974-2003 гг.). Главными объектами исследования являлись метаморфические комплексы Мугоджар, Южного, Среднего, Северного и Полярного Урала. В различные годы автором проводилось тематическое изучение докембрия и метаморфических образований Северного Тянь-Шаня (Киргизский хребет, хр. Бол. Каратау), Чу-Илийских гор и Кокчетавского массива. При разработке геолого-петрологических критериев выделения раннедокембрийских образований на Урале важное значение имели наблюдения, полученные при геологических экскурсиях на Украинском и Балтийском щитах, а также Шарыжалгайском выступе Сибирской платформы. Наглядные подтверждения уральских данных о природе метаморфических преобразований дорифейского кристаллического фундамента при литосферном растяжении и коллизионных процессах дали полевые работы в Западной Норвегии, проведенные совместно со скандинавскими геологами (Н. Austrheim, M. Beckholmen), а также полевая экскурсия на Иберийском массиве в Испании. Полезным для автора было участие до начала тематических исследований в геолого-съемочных работах масштаба 1:200000 (Центральный Памир) и 1:50000 (В. Саян), во многом определивших интерес к проблемам метаморфизма и геологии докембрия.

При подготовке работы был использован огромный аналитический материал, включающий тысячи химических и ренттено-спектральных анализов пород, в т.ч. данные раздельного опробования субстратов и мобили-затов мигматитов, а также определения РЗЭ (30), рубидия и стронция (800). Анализ парагенезисов во всех метаморфических комплексах проводился на основе петрографического изучения шлифов и данных химического и микрозондового исследования составов сосуществующих минералов. Подавляющее большинство из нескольких тысяч анализов минералов оригинальны. Для диагностики составов слюд дополнительно привлекались физические методы (ЯГР, оптической спектроскопии, рентген). Много усилий было затрачено для получения новых радиологических датировок. Осмыслен и использован обширный литературный материал.

Основные защищаемые положения.

1. В фанерозойских подвижных областях постоянно присутствуют массивы (глыбы, тектонические клинья) метаморфических пород, представляющие собой фрагменты кристаллического фундамента прилегающих платформ. Они пассивно участвуют в развитии подвижных облас-

тей и поэтому часто сохраняют признаки метаморфических событий, связанных сранпедокембрийскими этапами формирования земной коры.

2. В геологической истории подвижных областей основные метаморфические события происходят не только в условиях тектонического сжатия, но ирастяжениялитосферы. Процессылдоорогенного (рифто-вого) метаморфизма, связанного с тектоникой растяжения, отражают реакцию литосферных плит на развитие термальных явлений в подлитос-ферной мантии. Вещественным выражением этих процессов являются комплексы рифтогенных бластомилонитов, отмечающие зоныхрупко-плас-тичного (пластичного) течения материала нижней - средней коры и ли-тосферной мантии и устанавливаемые во многихраннедокембрийских блоках и габбро-гипербазитовыхмассивах. В рифтогенно-депрессионныхформациях верхней коры синхронно с развитием рифтогенных бластомилонитов проявляется низкотемпературный однородный «метаморфизм погружения» и зональный метаморфизм умеренных и низких давлений, а после разрыва континентальных плит в океанических формациях - однородный зеленокаменный метаморфизм или «метаморфизм океанического дна».

3. Орогенный метаморфизм сопряжен с развитием гранитоидного магматизма и коллизионными процессами, что обусловливает его контрастность и закономерную смену натриевого геохимического фона калиевым. Индикаторными для коллизионных орогеновявляются высоко- и сверхвысокобарические комплексы метаморфических пород, а также комплексы гранитоидных бластомилонитов региональных сдвиго-надвиговых зон. Пояса зонального метаморфизма умеренных и низких давлений поли-хронны, формируются в различных геодинамических обстановках и непосредственно не связаны с фазами тангециального сжатия.

4. Развитие метаморфизма в полном цикле формирования подвижных областей (разрыв континентальных плит - образование океанической структуры - схождение океанических и континентальных плит - орогенез и новообразование континентальной коры) имеет эволюционную направленность и контролируется закономерной сменой геодинамических обстановок.

Научная новизна.

1. Разработаны основные положений новой концепции континентального рифтового метаморфизма. Впервые в мировой науке показано, что континентальный рифтовый метаморфизм является обязательным и важнейшим элементом в предыстории фанерозойских складчатых областей. Он проявляется не только в верхней, но и в нижней коре и в литосферной ман-

тии, способствует реализации процессов утонения и разрыва континентальных плит, обусловливающих появление океанических бассейнов.

2. Установлено, что дорифейские блоки в складчатых областях сохраняют признаки ранних преобразований, фрагментарно отражающие историю формирования фундамента прилегающих платформ, и более поздних, связанных с его деструкцией. Предложен новый механизм обособления блоков фундамента и включения их в структуру складчатых поясов, основанный на различиях реологических свойств верхней и нижней коры.

3. На примере Урала установлена контрастность термодинамических режимов орогенного метаморфизма, выражающаяся в развитии комплексов повышенных давлений, с отчетливо проявленной сменой натриевого геохимического фона калиевым, и зональных комплексов умеренных и низких давлений, сменяющихся по простиранию метаморфических поясов.

4. Впервые выделены на Урале и охарактеризованы как самостоятельные типы метаморфических комплексов рифтогенные и орогенные бласто-милониты. Комплексы рифтогенных бластомилонитов отождествлены с продуктами хрупко-пластичного течения материала нижней коры и литос-ферной мантии при эндогенном утонении и раздвижении плит. Орогенные гранитоидные бластомилониты контролируют региональные сдвиго-надви-говые структуры, формирующиеся на завершающих стадиях коллизионного процесса и фиксирующие растяжение орогенных поясов по простиранию. На основе детальных микрозондовых исследований выявлены некоторые новые особенности развития метаморфических реакций при хрупко-пластичной деформации и, в частности, возрастание давления до 10-13 кбар в рекристаллизованном матриксе гранитоидных бластомилонитов.

5. Предложена новая типизация мигматитов метаморфических комплексов Урала, обосновывающая преимущественно инъекционную природу мигматитов орогенных комплексов, что свидетельствует об относительно невысокой эрозии этого герцинского сооружения, не обнажающей уровни генерации гранитоидных расплавов.

6. Огромный объем оригинальных аналитических данных по составам сосуществующих минералов впервые для большинства типовых метаморфических комплексов Урала позволил обосновать фациальные условия их метаморфизма и дать количественные оценки РТ-параметров.

7. На основе анализа высокоточных внутренних минеральных Rb/Sr и Sm/Nd изохрон удалось установить возраст проградной кристаллизации эклогитов максютовского комплекса на Южном Урале (375±2 млн лет) и марункеуского комплекса на Полярном Урале (355±1,4 млн лет). Изохронные датировки отмечают время активности (поступления) сво-

бодного флюида, отсутствие или дефицит которого создают кинетические барьеры для реакций эклогитизации и обусловливают сохранность реликтовых парагенезисов и изотопных отношений. Фишн-трековые возрасты цирконов и апатитов, перекрывающиеся в области около 250 млн лет показывают, что постметаморфическое верхнекоровое охлажение (эксгумация) эклогитовых комплексов происходило в начале мезозоя и было одновременным на Южном и Полярном Урале.

8. Участие в разработке общей модели развития линейных складчатых поясов на материках (Ivanov, Rusin, 1986) позволило создать тектоническую основу новой концепции развития метаморфических событий в полном крупном цикле формирования фанерозойских подвижных областей.

Практическая значимость работы. Рекострукция последовательности метаморфических.событий в истории фанерозойских складчатых областей затрагивает фундаментальные основы геологических знаний и может способствовать совершенствованию металлогенических исследований. Так, обоснование обязательности проявления континентального рифтового метаморфизма в предыстории складчатых областей не только указывает на возможность обнаружения метаморфогенных месторождений, связанных с этими событиями, но и в целом позволяет дать более широкий прогноз на обнаружение месторождений рифтогенного класса. В такой трактовке обширная область к западу от Главного уральского надвига перспективна для постановки поисковых работ на полезные ископаемые, которые считались нетипичными для Урала. Выявляются новые закономерности в локализации метаморфогенных месторождений, связанных с орогенным метаморфизмом. Приуроченность месторождений гранулированного кварца к эклогит-сланцевым комплексам (Кыштымская группа) и связь с калиевыми гранитоидными бластомилонитами редкоме-тально-редкоземельной и камнесамоцветной минерализации открывают новые перспективы поисков и подчеркивают важность выделения бласто-милонитов и для металлогенического анализа. В практических целях могут быть использованы и результаты метаморфического картирования, намечающие конкретные площади с повышенными концентрациями полезных метаморфических минералов, например, ставролита, который может быть успешно использован в качестве заменителя традиционных флюсов в металлургическом производстве.

Апробация работы. Основные результаты исследований докладывались и обсуждались на 27-й (Москва, 1984) и 28-й (Вашингтон, 1989) сессиях МГК, III и IV Международных симпозиумах по тектонике литосфер-ных плит (Звенигород, 1987, 1993), Международной коференции EUG-10

(Страсбург, 1999), рабочих совещаниях международной программы ЕВ-РОПРОБА (Потсдам, 1995; Гранада, 1996; Москва, 1998; Мюнхен, 1999; С.-Петербург, 2000), Международной конференции «Закономерности эволюции земной коры» (С.-Петербург, 1996), V-VII Всесоюзных и I, II Всероссийских петрографических совещаниях (Алма-Ата, 1976; Ленинград, 1981; Новосибирск, 1986; Уфа, 1995; Сыктывкар, 2000), II-V Всесоюзных симпозиумах по метаморфизму (Ленинград, 1974; Свердловск, 1977; Апатиты, 1979; Винница, 1982), I и II Всесоюзных совещаниях «Докембрий в фанерозойских складчатых областях» (Новосибирск, 1980; Фрунзе, 1989), Всесоюзном совещании «Эволюция докембрийской литосферы» (Ленинград, 1991), II Симпозиуме по проблеме «серых гнейсов» (Ленининград, 1982), Всесоюзных и Всероссийских совещаниях: «Гранитогнейсовые купола» (Иркутск, 1983), «Специфика докембрийского магматизма» (Ленинград, 1972), «Тектоника и метаморфизм» (Москва, 1994) и многих других Всесоюзных и региональных конференциях. По теме диссертации опубликована одна коллективная монография («Формирование земной коры Урала», 1986) и более 160 статей и тезисов, в том числе и в международных изданиях. Часть материалов изложена в рукописных отчетах по завершенным темам.

Объем работы. Диссертация состоит из введения, заключения и 14 глав, объединенных в 4 части. Она включает 395 стр. текста с 34 таблицами, 140 рисунков и список литературы из 928 наименований. Аналитические данные по составам пород и минералов из различных типов метаморфических комплексов выделены в самостоятельный том «Приложений» объемом 169 стр.

Благодарности. Работа представляет собой результат многолетних целенаправленных исследований автора, проведение которых было возможно только при постоянном понимании и поддержке академика В.А. Коротеева, членов-корреспондентов АН A.M. Дымкина и С.Н. Иванова, академиков КазССР А.А. Абдулина и РА Борукаева, в различные годы бывших директорами Институтов. С благодарностью автор вспоминает своих казахстанских коллег: А.В. Авдеева, М.А. Касымова, В.Г. Ко-риневского, В.Н. Матвиенко, О.А. Рийконен, Н.С. Ярославцеву, с которыми проводились совместные исследования в Мугоджарах. Полезными в те годы были полевые дискуссии по геологии докембрия, в которых принимали участие Г.И. Водорезов, А.В. Миловский, Р.В. Гетлинг, И.Е. и ГА. Костик, РА Сегедин, В.И. Фонарев и другие знатоки геологии Мугоджар. Именно в полевых условиях в беседах и дискуссиях с А.В. Пейве, Н.А Штрей-сом, С.Н. Ивановым, А.С. Перфильевым проявился у автора в начале 70-х

годов интерес к идеям мобилизма, переросший затем в убеждение. Этому способствовали как исследования в различных районах Урала и анализ достижений мировой науки, так и обсуждение результатов работ с коллегами по Институту: В.Н. Анфилоговым, А.А. Ефимовым, А.А. Красноба-евым, В.И. Ленных, В.А Марксом, В.М. Нечеухиным, В.Н. Пучковым, Б.И.Чувашовым, Д.С. Штейнбергом, Г.Б. Ферштатером и др., которым автор весьма признателен, в том числе и за острую критику. В последние годы очень плодотворным было сотрудничество в рамках международной программы ЕВРОПРОБА с иностранными коллегами - Н. Austrheim, J. Glodny, D. Gee, M. Beckholmen, J.F. Molina, B. Bingen, V.L. Pease, P. Montero, D. Seward. Особую благодарность автор испытывает к своему старшему коллеге по лаборатории С.Н. Иванову, исследования которого во многом определили современные представления об истории геологического развития Урала, генератору новых идей и наиболее близкому единомышленнику по пониманию природы метаморфизма в складчатых областях. Автор признателен О.В. Никифорову, А.Г. Носкову, Ю.П. Павлову, Д.В. Ворощуку, П.С. Козлову, С.Л. Неверовой, М.Я. Мальчуковой, О.М. Яковлевой и другим сотрудникам лаборатории метаморфизма, принимавшим в различные годы участие в организации, проведении и обработке результатов исследований, а также многим сотрудникам аналитических лабораторий ИГН АН КазССР и ИГГ УрО РАН.

Часть I. СОСТОЯНИЕ ПРОБЛЕМЫ 1. Развитие взглядов на природу метаморфизма в подвижных поясах и вопросы типизации метаморфизма

Представления об образовании кристаллических сланцев при погружении осадочных пород в глубины Земли (Д. Хеттон, 1795 г.) возникли в споре нептунистов и плутонистов (Хеллем, 1985), а спустя полвека были отмечены различия между контактовым и региональным метаморфизмом. На приуроченность регионального метаморфизма к орогенным поясам и его связь со складчатыми деформациями обратили внимание основоположники геосинклинальной концепции - Дж. Холл и Дж.Д. Дена (Обуэн, 1967). В конце XIX века Дж. Барроу была закартирована первая метаморфическая зональность, ставшая на многие годы эталоном регионального (орогенного) метаморфизма.

Как самостоятельный раздел геологических знаний учение о метаморфизме оформилось в первой половине прошлого столетия. Детальная информация об исследованиях этого периода обобщена в ряде фундамен-

тальных работ (Тернер, 1951; Файф и др., 1962; Файф и др., 1962; Елисеев, 1963; Судовиков, 1964; Винклер, 1969; Добрецов и др., 1970; Миясиро, 1976 и др.). Утвердилось представление о метаморфизме как процессе минерального и структурного преобразования твердых горных пород под действием физических и химических условий, господствующих в земной коре ниже зоны диагенеза. В качестве основных причин, контролирующих метаморфизм, стали рассматривать температуру, всестороннее и ориентированное давление (стресс), а также активность водного флюида и деформации, причем ведущая роль отводилась температуре. Были предложены различные варианты типизации, основывающиеся на геологических критериях и/или преобладающих физических (термических, динамических) условиях. Региональный метаморфизм, интрузии батолитов и аль-пинотипная складчатость стали рассматриваться как взаимосвязанные, а иногда и независимые проявления орогении.

Важный вклад в развитие взглядов на природу метаморфизма оказали революционные идеи А. Мияширо (Miyashiro, 1961,1973 и др.). Предложенная им барическая типизация фациальных серий показывала многообразие закономерных сочетаний метаморфических фаций и несомненную связь их с тектоническими причинами, а концепция «парных поясов» раскрывала индикаторную роль метаморфизма для геодинамических реконструкций на конвергентных границах плит. Эти разработки получили широкую известность, способствовала повышению интереса к тектоническим аспектам метаморфизма и разработке новых фациальных схем, учитывающих режим давления (Hietanen, 1967; Саттон, 1967; Маракушев, 1965,1972; Хорева, 1966; Винклер, 1969; Добрецов и др., 1970; Ревердат-то, 1970; Глебовицкий, 1973; Русин, Маркс, 1977; Иванов и др., 1980; Ко-риковский, 1979 и др.). Многие геолого-тектонические типизации этого времени все еще основывались на геосинклинальной парадигме, что вызывало затруднения в определении места глаукофанового метаморфизма в истории подвижных поясов. Представления А. Мияширо о его субдук-ционной природе были приняты не всеми, что нашло отражение в альтернативных моделях (Маракушев, 1965; Zwart, 1967; Blake, Irwin, 1969; Бей-ли, Блейк, 1969; Винклер, 1969; Добрецов, 1974; Летников, 1983 и др.), связывающих глаукофановый метаморфизм с натриевым метасоматозом, либо тектоническим и/или флюидным свехдавлением. Примеры развития глаукофансланцевых зон в кремнекислых породах (Кимура, 1979; Сомин, 1984; Русин и др., 1989 и др.), а также открытие сверхвысокобарических эклогит-сланцево-гнейсовых комплексов пород с коэситом и алмазами (Зап. Альпы и др.) еще более усложнили проблему механизмов сверхглу-

бокого погружения и эксгумации высокобарических пород. Вместе с тем, именно субдукция и быстрое выведение окраинно-континентальных комплексов с мантийных глубин, обусловленные коллизионными процессами, составляют основу современных моделей высоко- и сверхвы-сокобарического метаморфизма орогенных областей (Platt, 1986; Chopin, 1987; Andersen et al., 1991; Austrheim, 1991, 1994; Добрецов, 1991, 2000; Chemenda et al, 1995; Schreyer, 1995; Ernst et al., 1997; Ap-тюшков и др., 1998 и др.).

Новое понимание причин и механизмов орогенеза (Miyashiro, Aki, Sengor, 1982), а также моделирование термального развития коллизионных орогенов во время и после утолщения коры (England, Thompson, 1984; Thompson, England, 1984; Sonder, England, 1986; England, 1987; Thompson, Ridley, 1987 и др.) потребовали внесения существенных корректив в традиционные представления о взаимосвязях регионального метаморфизма с магматизмом и деформациями большого масштаба. Было показано, исходя из реальных оценок скоростей схождения плит (5 см в год для Гималаев), что укорачивание коры представляет собой геологически кратковременное событие, в то время как релаксация термальной структуры утолщенной коры, зависящая от многих факторов (температура Мохо, теплопроводность коры и др.), может продолжаться десятки миллионов лет и, в конечном итоге, должна завершиться постколлизионным растяжением и сдвиговыми деформациями по простиранию орогенных поясов. Такой путь эволюции описывается P-T-t траекториями по часовой стрелке. При длительной конвергенции и многократных деформациях меньшего масштаба, предшествующих межконтинентальной коллизии, ход траекторий должен быть более сложным (Thompson, Ridley, 1987).

Представления о возможности выделения в складчатых областях до-орогенного метаморфизма наиболее последовательно разрабатывались на Урале. Здесь впервые были получены доказательства гидротермальной природы и «догранитного» проявления в глубоководных (морских) условиях «регионального зеленокаменного метаморфизма» (Иванов, Нечеу-хин, 1964), который в последующем стал определяться как «метаморфизм океанического дна» (Миясиро и др., 1973; Силантьев, 1984 и др.). Впервые была высказана идея о метаморфизме, связанном с рифтовым растяжением и разрывом плит (Иванов, 1978). Рассмотрены геологические и тектонические аспекты его проявления (Иванов, 1979; Иванов, Русин, Маркс, 1980). В дальнейшем проведено метаморфическое картирование и специальное петрологическое изучение типовых комплексов, а также анализ мировых данных (Иванов, Русин, 1986-1997; Русин, 1984-2000),

позволяющие утверждать, что континентальный рифтовый метаморфизм -является обязательным элементом в предыстории коллизионных ороге-нов. В различной степени результаты этого исследования согласуются с математическим моделированием термальной эволюции рифтовых впадин (McKenzie, 1978; Фридингер и др., 1991; Ревердатто и др., 1995), формирование которых не завершилось разрывом плит, а также конкретными описаниями разнотипных проявлений метаморфизма, связанного с процессами растяжения земной коры (Weber, 1984; Wickham, Oxburgh, 1985,1987; Sandiford, Powell, 1986; Robinson, Bevins, 1989; Гле-бовицкий и др., 1997 и др.).

2. Полный цикл развития литосферы подвижных областей

Представления о полицикличности развития подвижных областей не потеряли своей привлекательности и после выделения цикла Уилсона, что аргументировалось повторным открытием Атлантики. Однако, ни в одном из фанерозойских коллизионных орогенов бесспорных свидетельств (офи-олитов и островодужных формаций) допалеозойских циклов открытия и закрытия океанов обнаружено не было. В доокеанической предыстории фанерозойских поясов происходило накопление только мощных «миогео-синклинальных» толщ (Семихатов, 1974; Салоп, 1982 и др.). Эти образования Н.С. Шатским и Г. Штилле были отнесены к байкальской (ассинтской) эре тектогенеза, не уступавшей по своему значению последующим (каледонской и др.) эрам и завершившейся складчатым орогенезом. Широкое распространение получили представления Г. Штилле (1968) о «внутриас-синтских» фазах складчатостей, обусловливавших частичную или полную консолидацию земной коры в «прагеосинклиналях». В то же время высказывались мнения, что такие фазы (эльсонская, гренвиллская) являются выражением «дейтероорогенных» (Боголепов, 1968) или «диасхизисных» (Семихатов, 1974) событий. В последующие годы представления о преобладании негеосинклинальных форм эволюции земной коры и энсиалической природе позднедокембрийских орогений получили широкое развитие (Иванов, 1977,1982; Боголепов, 1977;Борукаев, 1981; Kroner, 1981,1983;Булга-тов, 1983; Божко, 1986; Хаин, Божко, 1988; Русин, 2000 и др.). Вместе с тем, вопрос о завершенности рифейско-вендского этапа складчатым орогенезом, являющийся ключевым для понимания предыстории фанерозойских поясов, и в настоящее время вызывает споры (Иванов, Русин, 2000).

Более двадцати лет назад С.Н. Ивановым (1977,1979) были приведены доказательства того, что накопление позднедокембрийских толщ в стратотипических разрезах Урала и других областей было связано с про-

цессами континентального рифтогенеза и завершилось не байкальской складчатостью, а разрывом плит и образованием океанических бассейнов. Обоснование этого заключения было продолжено при дальнейших исследованиях (Иванов, 1981, 1982; Иванов, Краснобаев, Русин, 1982; 1уапоу, КжпоЬает, Яшап, 1986; 1уапоу, Кшап, 1986; Иванов, Русин, 1997, 2000; Русин, 2000 и др.). Оно включало анализ обширного материала по областям растяжения земной коры и разработку реологических аспектов механизма разрыва плит. Было установлено, что процессы континентального рифтогенеза представляют не кратковременный эпизод (Грачев, 1977; Логачев и др., 1982; Казьмин, 1987), а могут продолжаться сотни миллионов лет. Они контролируются периодическими внедрениями в литосферу высоконагретого мантийного материала, вызывающего предрифтовые подъемы земной коры (энсиалические орогении), анорогенный магматизм и разнотипные метаморфические преобразования пород, которые сменяются периодами покоя, денудацией поднятий и накоплением трансрес-сивных рядов формаций. Повторяемость этих событий, в которых могут выделяться предрифтовые (диасхизисные), рифтовые и пострифтовые стадии, обусловливает эндогенное утонение и, в конечном итоге, разрыв плит. Такое развитие может прекратиться на любой из стадий и имеется много оснований полагать (Русин, 2000), что в строении интракратонных поясов позднего докембрия обнаруживаются различные уровни эрозионных срезов таких палеорифтовых зон.

Постокеаническая история фанерозойских поясов, согласуется с базовыми положениями тектоники плит, отраженными в заключительных стадиях второй половины цикла Уилсона. В свете современных знаний они могут быть дополнены новой типизацией орогенных обстановок, предложенной А. Мияширо, результатами петрологических исследований над-субдукционных процессов на конвергентных границах плит, данными математического моделирования субдукционных, коллизионных и постколлизионных событий и геодинамическими палеореконструкциями. Все это дает основания утверждать, что в фанерозойских коллизионных оро-генах хорошо сохраняются материальные свидетельства последовательных стадий и геодинамических обстановок, выделяемых на конвергентных границах плит. Индивидуальные особенности строения орогенных поясов могут контролироваться контурами и степенью схождения плит, а также фрагментарной сохранностью различных структурно-вещественных комплексов, что не исключает возможности корреляции главных этапов их палеозойской истории (Пейве, 1973; Самыгин, Лейтес, 1986; Язева, Бочкарев, 1998; Пучков, 2000 и др.).

Рис. 1. Принципиальная схема общей последовательности и геодинамических обстановок проявления метаморфизма в полном цикле развития литосферы фанерозойских подвижных поясов.

1 - исходная континентальная кора, 2 - рифтогенно-депрессионные толщи на утоняющейся юре, 3 - океанические и ос-троводужные формации, 4 - интрузии гра-нитоидов, 5 - граничные метаморфические геоизотермы в обстановках растяжения, 6 - зоны пластичного (хрупко-пластичные) растяжения нижней коры и литосфер-ной мантии, 7 - проявления зонального метаморфизма, 8 - надвишвые и сдвиго-над-виговые зоны, контролирующие высокобарический метаморфизм натриевого (коллизионный) и калиевого (постколлизионный) геохимического фона.

Тектонические обстановки: а и б - преобладающего растяжения, в - начального сжатия, гид - преобладающего сжатия и постколлизионного растяжения. Извилистые стрелки показывают флюидно-тепловые и тепловые потоки, прямые - направление движения плит и материала глубинных зон.

Обязательным элементом всех фанерозойских поясов является присутствии в них позднедокембрийских «миогеосинклинальных» зон, формирование которых в современных реконструкциях связывается с рифто-генными и окраинно-континентальными обстановками. Сохраняются представления о завершенности рифейско-ведского цикла складчатым или коллизионным орогенезом. Наша трактовка полного цикла развития литосферы подвижных поясов (1уапоу, Яшт, 1986 и др.), объединяет в едином ряду событий различные формы эволюции земной коры (рис. 1), показывает закономерность смены энсиалических режимов энсиматическими и позволяет с большими основаниями трактовать причины повторяемости отдельных метаморфических, магматических и седиментационных событий, нежели полициклическая концепция.

Часть II. МЕТАМОРФИЧЕСКИЙ ПАЛЕОФУНДАМЕНТ ПОДВИЖНЫХ ОБЛАСТЕЙ

3. Общая характеристика раннего докембрия Урала

Предположения о наличии раннего докембрия на Южном Урале высказывали еще в 40-х годах Г.И. Водорезов и А.А. Петренко. Основывались они на внешнем сходстве метаморфических пород Мугоджар с гнейсами Русской платформы. С появлением первых докембрийских датировок к этому мнению присоединились и другие известные уральские геологи (М.И. Га-рань, Н.П. Херасков, А.А. Пронин и др.), хотя приводились и резкие возражения (И.Д. Соболев, Б.М. Романов и др.). Длительное время при изучении докембрийских комплексов преобладал литолого-стратиграфический подход и главное внимание уделялось вопросам корреляции очень удаленных друг от друга разрезов (Мамаев, 1967; Кейльман, 1974; Смирнов, 1977; Ев-лентьев, Гауэр, 1979; Аксенов и др., 1982 и др.). Вместе с этим очень большую известность получили представления о широком развитии на Урале «окаймленных куполов» с докембрийскими гнейсово-мигматитовыми ядрами, испытавшими метаморфические преобразования в процессе очень длительного и многоэтапного диапироидного перемещения в верхнюю кору (Кейльман, 1974; Минкин, 1975 и др.). Эта концепция, цитированная во многих обобщающих работах, оказалась ошибочной (Русин, Маркс, 1977; Белковский, Локтина, 1980; Ленных, 1980 и др.), но ее значение в активизации исследований метаморфизма на Урала было очень большим.

В настоящее время проведено детальное изучение типовых ранне-докембрийских комплексов, получены радиологические обоснования архейского и раннепротерозойского возраста (Краснобаев, 1986; Яшш, КгазпоЬауеу, 1995), а также свидетельства возможного присутствия в некоторых из них «серогнейсового» протокорового материала (Русин, Краснобаев, 1984, 1992). Дорифейские комплексы выделены в палеоконтинен-тальном (тараташский, уфалейский, алексадровский и др.) и палеоокеани-ческом (мугоджарский, селянкинский, салдинский) секторах Урала, где они слагают относительно редкие изолированные массивы (блоки, тектонические клинья), размеры которых обычно не превышают 500 км2. В большинстве массивов отчетливо картируются ранние структуры (Русин, Маркс, 1977; Русин, 1980,1984; Ленных и др., 1978; Ленных, 1980; Пыстин, 1978,1994 и др.). Они характеризуются неуральскими простираниями и часто срезаются внешними контурами массивов (рис. 2). Индивидуальность внутреннего строения древних блоков, выражающаяся в характерах литологических разрезов, петро- и геохимических особенностях пород, РТ-параметрах метаморфизма, интенсивности ультраметаморфических преобразований, структурных и дру-

Рис. 2. Схематическая карга струк-турно-формационных зон Мушджар.

1 - Орь-Илекская зона (рифтогенно-депрессионные формации), II - Западно-Мугоджарская зона (среднедевонские вулканогенные и кремнисто-вулканогенные формации окраинного моря); III - Мугод-жарская глыба (раннедокембрийская гней-сово-мигматитовая формация); IV - Восточ-но-Мугоджарская зона (позднепалеозойские орогенные формации с фрагментами ран-непалеозойских предокеанических формаций), V - Прииргизская зона (позднепалеозойские терригенно-вулканогенные формации вторичного рифтинга. На врезке дана структурная схема южной части Мугоджарс-кой глыбы. Условные обозначения: 1 - грани-тоиды, 2а - габбро, 26 - базальты, 3 - ги-пербазнты, 4 - позднепалеозойские осадочные породы, 5а - гнейсы, 56 - амфиболиты, 6а - зоны бластомилонитов, 66 - тектонические нарушения.

гих признаках, указывает на возможную принадлежность их к различным структурно-вещественным комплексам кристаллического фундамента платформ. Во многих блоках установ-

лены линейные зоны разнотемпературных бластомилонитов, связанные с по-зднедокембрийскимрифтовым растяжением фундамента. При палеозойской коллизии некоторые окраинно-континентальные блоки (Марункеуский, Нер-каюский) испытали высокобарический эклогитовый метаморфизм. Основная же часть дорифейских комплексов практически не содержит признаков петрографических преобразований, связанных с палеозойским орогенезом, но обнаруживает существенные нарушения изотопных систем.

4. Метаморфизм дорифейских комплексов

Отличительной особенностью дорифейских блоков являются высокотемпературный однородный метаморфизм и ареальные ультраметаморфические преобразования пород. В большинстве случаев устанавливается парагенетическая равновесность и отчетливая зависимость составов мобилизатов плагиомигматитов от исходного субстрата, что позволяет

отличать их от мигматитов из других типов комплексов (Русин, 1972,1979) и видеть аналогию с типовыми описаниями зон ультраметаморфизма (Шуркин, 1957; Судовиков, 1964; Менерт, 1971; Шкодзинский, 1976 и др.).

К древнейшим образованиям Урала относится тараташский чарно-кит-гранулитовый комплекс (Ленных, Краснобаев, 1978; Краснобаев, 1986 и др.), в истории формирования которого было выделено несколько дори-фейских этапов эндогенной активности (2.9, 2.7-2.6, 2.1-1.7 млрд лет). Значение 2.9 млрд лет вначале интерпретировалось как минимальный возраст диорито-гнейсов, но недавно А.А. Краснобаевым получена аналогичная изохронная и-РЬ датировка цирконов из двупироксеновых кристаллических сланцев, что позволяет трактовать ее как возраст гранулито-вого метаморфизма. Данные парагенетического анализа показывают, что этот метаморфизм, может быть отнесен к алданской фации глубинности (Маракушев, 1965) и биотит-гиперстен-ортоклазовой субфации гранат-кор-диерит-ортоклазовой фации (Кориковский, 1979). Количественные оценки (Т=700-780°С и Р=5-8 кбар) подтверждают принадлежность пород та-раташского комплекса к низкотемпературной части гранулитовой фации умеренно-низких давлений и сопоставимы с условиями формирования гранулитовых комплексов архейских щитов (Авченко, 1990). Широко проявленный в тараташском комплексе амфиболитовый диафторез, как показывают парагенезисы бедных СаО пород и термобарометрические расчеты (Т=600-660°С и Р=5-7 кбар), отвечал условиям биотит-микроклиновой субфации силлиманит-биотит-ортоклазовой фации умеренных давлений.

Двупироксеновые кристаллосланцы и другие породы, сходные с та-раташскими, были обнаружены в Ильменогорской сдвиговой зоне (Рас-сказова и др., 1992), однако преимущественным распространением здесь пользуются гнейсы селянкинского комплекса, слагающие тектонические клинья среди гранитоидных бластомилонитов. Породы этого комплекса испытали прогрессивный и регрессивный метаморфизм в условиях ам-фиболитовой (силлиманит-биотит-ортоклазовой) фации при Т=610-670°С и Р=2.9-4.2 кбар. Селянкинский комплекс был первым на восточном склоне Урала, для которого была получена реперная дорифейская (1850 млн лет) датировка (Краснобаев и др., 1978), уточненная позже по данным ЯЬ^г (Г=0.712; 2100 млн лет) и И-РЬ (2081±15 млн лет) методов.

Мугоджарский комплекс, слагающий крупнейшую на Урале глыбу (рис. 2), характеризуется однородным высокобарическим метаморфизмом кианитового (беломорского) типа. В соответствии с типизацией, разработанной О.В. Володичевым (1975, 1990) для Беломорья, минеральные ассоциации в мугоджарском комплексе относятся к кианит-мусковитовой и

кианитовой фациям, с подразделением последней на субфации - кианит-микроклиновую, кианит-ортоклазовую и кианитовых эклогитоподобных пород. Обширная информация о метаморфизме и ультраметаморфических преобразованиях пород беломорского комплекса, содержащаяся в работах Н.Г. Судовикова, К.А Шуркина, Ф.П. Митрофанова, В.А Глебо-вицкого, Ю.В. Нагайцева, О.В. Володичева и др., неоднократно подчеркиваемое своеобразие и некоторая уникальность беломорид (Глебовицкий и др., 1977) послужили основанием для сопоставления с ними уральских объектов (Русин, Маркс, 1977). Сходство мугоджарского и беломорского комплексов обнаруживалось в составах пород и минеральных парагене-зисов, особенностях ультраметаморфических процессов, наличии симп-лектитовых эклогитов и мусковитовых пегматитов, а также своеобразных кварц-полевошпатовых (лептинитовых) гнейсов, отсутствующих в других древних глыбах Урала. В последующем эти сопоставления получили подтверждения в детальном анализе парагенезисов и термобарометрических расчетах, позволивших показать, что в мугоджарском комплексе давления достигали 10 кбар, а температуры изменялись от 500 до 670°С. В то же время обнаружились и отличия: отсутствие реликтов раннего гранули-тового метаморфизма умеренных давлений и редкость парагенезисов ки-анит-ортоклазовой субфации. К сожалению, сильная нарушенность изотопных систем, обусловленная термальным воздействием крупных массивов гранитоидов (рис. 2), затрудняет получение представительных возрастных данных. Пока мы располагает только термоизохронными датировками, несколько превышающими 2 млрд лет. Косвенным указанием о возможном допротерозойском возрасте мугоджарского комплекса могут быть петро- и геохимические данные, указывающие на вероятное присутствии в нем материала «серых гнейсов» (Русин, Краснобаев, 1984,1992).

Для межрегиональных корреляций могут иметь значение новые данные о РТ-параметрах метаморфизма салдинского комплекса (Русин, 1999), для которого А. А. Краснобаевым получено изохронное и-РЬ значение возраста циркона, равное 2195+68 млн лет. Присутствие в этом комплексе клинопироксен-гранатовых пород было отмечено в 1914 г. Ф.Ю. Левин-сон- Лессингом, во время полевой экскурсии по р.Тагил, а позже описаны двупироксеновые кристаллические сланцы (Грачев, Кейльман, 1969), которые сравнивались с гранулитами умеренных давлений докембрийских щитов. Наши исследования показали, что гранулиты и эклогитоподобные породы салдинского комплекса являются высокотемпературными и высокобарическими образованиями, которые по условиям формирования (Т=850-1000 °С и Р=12-14 кбар) должны относиться к чогарской фации

Рис. 3. РТ-условия метаморфизма в раннедокембрийских блоках Урала (Основа по С.П. Кориков-скому, 1979).

Метаморфические комплексы: С - селянкинский, Т - тараташский, У - уф ал ейский, А - александровский, М - мугоджарский, Са - салдинский. Сплошные стрелки-дорифейский метаморфизм, пунктирные - диафторез в зонах рифтогенных бластомилонитов.

300 400 500 600 700 »00 900 _

глубинности, выделенной Л.П. Корсаковым (1978) в южном обрамлении Алданского щита и детально исследованной О.В. Авченко (1990). Текстурные особенности салдинских гранулитов свидетельствуют об образовании их в условиях хрупко-пластической деформации с последующим наложением высокотемпературного (640-750°С) диафтореза. В других блоках (Уфалейском, Александровском, Харбейском и др.) устанавливается менее высокотемпературный амфиболитовый метаморфизм с небольшими колебаниями в режиме давлений. Индивидуальность РТ-параметров дорифейского метаморфизма в древних блоках Урала (рис. 3) хорошо согласуется с общим выводом о принадлежности их к различным структурно-вещественным комплексам фундамента прилегающих платформ и сохранности в них признаков ранней метаморфической истории.

5. Ранний докембрий в фанерозойских областях

Непременное участие блоков раннедокембрийской коры в строении фанерозойских складчатых поясов в настоящее время общепризнано. Решающим для этого стало интенсивное развитие прецизионных методов датирования, позволивших во всем раннедокембрийском интервале геологического времени от 4000 до 1650 млн лет выделить важнейшие рубежи (Глебовицкий, Шемякин, 1995), обнаруживаемые и в фанерозойских орогенах. Так, для Омолонского массива Верхояно-Чукотской складчатой области были получены значения, превышающие 3.5 млрд лет, интерпретированные как возраст формирования протокоровых ортогнейсов (Бибикова и др., 1989; Жуланова, Давыдов, 1995). Цирконовые возрасты, отвечающие нижнему архею (3.5-3.0 млрд лет), установлены в Кухтуйском блоке Охотского массива (Чухонин и др., 1992), эрзинском чарнокит-гра-нулитовом комплексе Сангилена (Митрофанов и др., 1982; Волобуев и др., 1982), гранитоидах онотского комплекса Саяно-Байкальской области (Би-

бикова и др., 1982), раннедокембрийских блоках Центральной и Северной Монголии (Козаков, 1986; Козаков и др., 1990).

Верхний архей (2.6-3.0 млрд лет), являющийся главнейшим этапом чарнокитообразования и формирования ареальных гранулитов (Шемякин, 1988), радиологически зафиксирован в Тараташском блоке Урала (Краснобаев, 1986), байдарагинском комплексе Центральной Монголии (Митрофанов и др., 1985), блоке Куйлю Срединного Тянь-Шаня (Киселев и др., 1992), горанской (ваханской) серии ЮЗ Памира (Ахмеджанов и др., 1982), Шарыжалгайском блоке Прибайкалья (Бибикова и др., 19906), Ауланджинском блоке Омолонского массива (Бибикова и др., 1989), в блоках фундамента герцинид Европы (Liew, Hofinann, 1988) и среди покровов Фирмаркена в С. Норвегии (Start, Austrheim, 1985).

Изотопные датировки, совпадающие с периодом заложения и развития раннепротерозойских (эпиархейских) подвижных поясов, обнаружены в большинстве докембрийских блоков Урала (Краснобаев, 1980, 1986), Средней Азии (Ахмеджанов и др., 1982; Киселев и др., 1992), складчатых поясов южного обрамления Сибирской платформы (Беличенко и др., 1988; Ларин и др., 1990; Козаков и др., 1990; и др.), палеозоидах Монголии (Козаков, 1986; Бибикова и др., 1990), Центрально-Иберийской, Саксо-Тюрингской и Молданубской зонах герцинид Европы (Breemen et al., 1988; Liew, Hofman, 1988; Wildberg et al., 1989; и др.), Аппалачско-Каледонского (Strukless et al., 1986; Scharer et al., 1986; Owen et al., 1988 и др.) и Альпийско-Гималайского (Mehta, 1980; Степанюк, Елисеева, 1985; Singh et al., 1986) поясов.

В дорифейских блоках складчатых поясов преобладают палеозойские и позднедокембрийские датировки. На гистограммах они образуют серии максимумов, которые обычно интерпретируются как рубежи эндогенной активности, фиксирующие фазы складчатого орогенеза. В соответствии с полициклической концепцией каждый последующий орогени-ческий цикл начинается на консолидированном предшествующей складчатостью фундаменте. Принято считать, например, что Аппалачско-Кале-донский пояс развивался на гренвиллском основании или суперконтиненте «Родиния», возникшем в гренвиллскую эпоху, а появлению Уральского палеоокеана предшествовал байкальский (кадомский) орогенез. Высказывались представления о специфике эндогенных режимов формирования раннедокембрийских комплексов в фанерозойских поясах, объясняемой унаследованным с позднего архея или нижнего протерозоя полициклическим типом развития (Глебовицкий и др., 1978; Московченко, 1982, 1992; Козаков, 1986).

Уральские данные и анализ материалов по другим регионам позволяют утверждать (Русин, 1992,2000), что заложение неогейских поясов происходило на эпикарельском фундаменте, как это и предполагалось Г. Штил-ле (1968), но развивались они не полициклически, а эволюционно направленно. При рифтовом растяжении хрупкие деформации в верхней зоне и пластичное (хрупко-пластичное) течение материала нижней коры обеспечивали механизм обособления и латерального перемещения блоков верхней коры, вплоть до включения их в формации океанического дна (Иванов, Краснобаев, Русин, 1981; Иванов, 1984, 1990; Русин, 1984). Пассивное участие «жестких» блоков в коллизионном орогенезе обеспечивало сохранность в них признаков ранней истории, связанной с дорифейскими событиями в фундаменте прилегающих платформ.

Часть III. ДООРОГЕННЫЙ (РИФТОВЫЙ) МЕТАМОРФИЗМ

6. Общая характеристика позднего докембрия Урала

Позднедокембрийские образования развиты преимущественно на западном склоне и в осевой зоне палеоконтиненталыюго сектора Урала (рис. 4). Наиболее представительные разрезы приурочены к Башкирскому поднятию. Их систематические исследования были начаты в 30-40 годах М.И. Гаранем, А.И. Олли, К. А. Львовым и др. Этими работами были заложены основы для выделения самостоятельного подразделения стратиграфической шкалы докембрия - рифейской группы (Шатский, 1945 г.). Уточнение и детализация стратиграфических схем (Ю.Р. Беккер, Б.М. Келлер, В.И. Козлов, В.А Романов и др.), обоснование их биостратиграфическими (М.Е. Раабен, ЗА. Журавлева, Т.В. Янскаускас и др.) и изотопно-хронологическими (А.А. Краснобаев, А.И. Тугаринов, М.А. Гаррис и др.) методами позволили закрепить позиции Башкирского поднятия как страто-типической местности. Выделенные здесь подразделения нижнего (бур-зяний - 1650-1350 млн лет), среднего (юрматиний - 1350-1000 млн лет) и верхнего (каратавий - 1000-650 млн лет) рифея заняли прочное положение в Общей стратиграфической шкале докембрия СССР (Келлер, 1973; Келлер, Кратц, 1979; Семихатов, 1974, 1993; Салоп, 1982 и др.) и были включены в мировую шкалу геологического времени (Харленд и др., 1985).

В строении хроно-стратиграфических подразделений Башкирского поднятия отчетливо выражена седиментационная ритмичность, проявляющаяся в смене груботерригенных пород пелитами и карбонатами. К основанию мегаритмов часто приурочены небольшие объемы вулканических пород, количество которых заметно возрастает на Северном и Приполярном Урале. В целом для вулканитов характерно петро- и геохимичес-

Рис. 4. Схема структурно-вещественных и метаморфических комплексов Урала.

Палеоостроводужный сектор (1-6): 1 - не-метаморфизованные терригеино-осадочные комплексы верхнего палеозоя, 2 - гранитоидные массивы, 3 -зеленокаменные и пренит-пумпеллиитовые островодужные комплексы, 4 - комплексы ороген-ного зонального метаморфизма, 5 - региональне сдвиговые зоны, б - Главный уральский надвиг. Па-леоконтинентальный сектор (7-12): 7 - позднедо-кембрийские рифтогенно-депрессионные комплексы, 8 - палеозойские осадочные комплексы пассивной континентальной окраины, 9 - позднепалео-зойские орогенные молассы, 10 - высокобарические глаукофансланцевые и эклогитовые комплексы, 11- комплексы зонального и однородного континентального рифтового метаморфизма, 12 - перекрытые осадочным чехлом позднедокемб-рийские палеорифтовые комплексы (авлакоге-ны). 13 - дорифейские мигмагитовые комплексы, 14 - габбро-гипербазитовые массивы,15 - осадочный чехол Русской и Западно-Сибирской плит.

кое сходство с субщелочными калиевыми и калий-натриевыми, а также толеи-товыми сериями континентальных рифтов (Бочкарев, Язева, 2000). Интрузивные породы представлены многократными внедрениями роев долеритовых даек, редкими массивами гранитоидов, в т.ч ра-пакиви Бердяуша, и отдельными небольшими телами гипербазитов и габбро. Обстоятельный анализ всей совокупности данных по позднедокембрийским образованиям Урала, проведенный С.Н. Ивановым (1977, 1979 и др.), позволил ему

обосновать принципиальный вывод о континентально-рифтовых условиях формирования рифейско-вендских осадочных и магматических пород. Этот вывод получил дальнейшие подтверждения в исследованиях В.П. Парначева, Ф.А. Курбацкой, В.И. Мизина, С.Г. Червяковского, В.В. Боч-карева и др. и фактически никем не оспаривается. Вместе с тем, представления о завершенности рифейского цикла байкальской (кадомской) склад-

чатостью все еще сохраняются (Беккер, 1988; Пучков, 1996,1997; Алексеев, 1984,1997; Душин, 1997 и др.). Критическое рассмотрение таких взглядов было дано нами в работе (Иванов, Русин, 2000).

7. Однородный и зональный метаморфизм рифтогенных

формаций

Метаморфические преобразования в позднедокембрийских рифтоген-ных формациях проявлены не повсеместно. На значительных площадях изменения пород отвечают уровню глубинного ката- и метагенеза, иногда повышаясь до низкотемпературных зон зеленосланцевой фации. В Башкирском поднятии интенсивность преобразований возрастает не только вниз по разрезу, но и с запада на восток (Анфимов, 1997), т.е. в сторону наибольшего утонения палеоконтинентального фундамента. В западной части поднятия метаморфизму мусковит-хлоритовой субфации подвергнуты лишь нижнерифейские отложения айской свиты, а в расположенной восточнее машакской свите среднего рифея уровень преобразований возрастает до биотитовой зоны зеленосланцевой фации (Богатырева, Швецов, 1976; Кар-стен и др, 1997). Еще далее к востоку, в районе Юрюзанской синклинали, низкотемпературный метаморфизм проявляется в толщах верхнего рифея и венда. Пространственное распределение однородного (связанного со стратиграфией) метаморфизма в Башкирском поднятии дает общую динамическую картину распределения геоизотерм в осадочном бассейне, формирующемся в условиях литосферного растяжения, которая подтверждается и на Среднем Урале (Курбацкая, 1968,1985).

Зональный метаморфизм умеренных и низких давлений связан с аномальными обстановками в периоды активизации рифтогенных процесов. Большинство определений К-Аг, Аг-Аг возраста слюд, а также отдельные ЯЬ-8г и И-ТЬ-РЬ датировки дают значения 510-650 и реже 1100-1200 млн лет, совпадающие с этапами внедрения роев долеритовых даек (Ленных, Петров, 1978), указывающих на режимы растяжения. Вместе с тем, первая группа цифр по традиции продолжает трактоваться как главное свидетельство кадомского складчатого орогенеза, хотя других достоверных признаков складчатости не установлено. Часто упоминаемое предордовикс-кое несогласие проявлено только в локальных зонах и легко объясняется различием реологических свойств хрупких ордовикских песчаников и допалеозойских слюдяных сланцев (Иванов, Русин, 2000). Проявления зонального метаморфизма часто находятся на значительном удалении друг от друга. На Южном Урале это златоустовский, кувашский и белорецкий комплексы, располагающиеся в самой восточной части Башкирского под-

нятия. В более северных районах зональные ореолы отмечается в «тройных точках» сочленения Урала с Тиманским (кваркушский комплекс) и Денисовским (ляпинский комплекс) палеорифтами.

Метаморфическое картирование зональных комплексов показало, что в большинстве случаев сохраняются достаточно крупные фрагменты термальных структур с деформированными изоградными поверхностями. Преобладающие в зональных комплексах породы часто существенно различаются по своему составу (карбонатно-силикатные, кварцитовые и ме-тапелитовые, аповулканогенные), что отражается в детальности их фаци-алыюго расчленения. Наиболее благоприятными для выделения температурных зон являются высокогаиноземистые породы златоустовского комплекса (рис. 5), где удалось закартировать последовательно сменяющиеся хлоритовую, биотитовую, гранатовую, ставролит-хлоритоидную, ставролит-хлоритовую и ставролит-силлиманитовую зоны (Иванов, Русин, 1997). Количественные оценки пиковых Р-Т параметров метаморфизма в раз-

Рис. 5. Схема метаморфизма Златоустовского района

1 - гранулитовый метаморфизм и диафторез амфиболитовой фации Тара-ташского и Селянкинсюого блоков, 2 - ам-фиболитовый метаморфизм Уфалейского блока; зональный дистен-силлиманито-вый метаморфизм златоустовского (3-8) и кувашского (9-10) комплексов: За - начальный и глубинный катагенез, 36 - зона хлорита, 4 - зона биотита, 5 - зона граната, 6 - ставролит-хлоритоидная зона, 7 - ставролит-хлоритовая зона, В - став-ролит-силлиманитовая зона, 9 - добиоти-товая и биотитовая зоны, 10 - гранатовая зона и нерасчлененная ставролитовая фация; 11-13 - рифтогенные бластомилони-ты: И -зеленосланцевой фации, 12-эпи-дот-амфиболитовой фации, 13 - амфиболитовой фации; 14-15 - высокобарические комплексы. 14 - куртинский эклог ит-сланцевый, 15 - гранитоидные бластоми-лониты Ильменогорской сдвиговой зоны; 16 - метаморфические формации палеоостро-водужного сектора, 17 - неметаморфизованные палеозойские толщи; 18-20 - плутонические породы: 18 - габброиды (а) и гипербазиты (б); 19 - рапакиви (а) и массивы гранитовой формации (б); 20 - нефелиновые сиениты; 21 - Главный уральский надвиг; 22 - сдвиго-надвиговые и разломные зоны.

личных комплексах показывают 400-600°С и 2-6 кбар. Некоторые исследователи полагают, что в обстановках растяжения земной коры проявляется только низкобарический андалузитовый метаморфизм (Wickham, Oxburgh, 1985; Thompson, Ridley, 1987 и др.). Мною, на основе модели вертикальной реологической зональности земной коры С.Н. Иванова, предложено объяснение вероятных причин повышения давления в экстремальных обстановках, сопровождающихся разрушением непроницаемой для флюидов барьерной зоны и прорывом флюидно-тепловых потоков в породы рифтогенно-депрессионного чехла с кратковременным «автоклавным эффектом», вызванным новообразованием барьерной зоны на более высоком уровне (Русин, 1992).

Обращает на себя внимания пространственная сопряженность низко- и высокобарических проявлений метаморфизма. В кваркушском комплексе (рис. 11) субмеридиональные зоны глаукофановых сланцев пересекают уже деформированные изограды низкобарического ореола (Русин, 1996), а белорецкий комплекс, расчитанные давления в котором дают значения порядка 2-3 кбар, контактирует с высокобарическим Буганакским эклогитсодержащим блоком. А.А. Алексеевым (1997) развивается представление о том, что симплектитовые эклогиты являются наиболее высокотемпературным элементом метаморфической зональности белорецкого комплекса, однако такая трактовка не имеет достаточных обоснований и представляется ошибочной. Внешнее сходство белорецкого и буганакско-го комплексов выражается только в преобладающем карбонатном и кар-бонатно-силикатном составе исходных пород.

8. Метаморфизм растяжения континентальной литосферы

Представления о пластическом растяжения и утонении нижней коры в континентальных рифтовых областях (McKenzie, 1978) получили всеобщее признание и учитываются практически во всех реологических моделях земной коры (Иванов, 1998). В расчетных моделях внимание исследователей концентрируется на положении и природе «хрупко-вязкого перехода», разделяющего хрупкий и пластичный этажи. Микроструктурные же данные показывают, что породы глубинных горизонтов земной коры и литосферной мантии несут свидетельства не только пластичных, но и хрупко-пластичных деформаций, связанные во многих случаях с различиями реологических свойств породообразующих минералов (Nicolas et al., 1973; Mercier, Nicolas, 1975; Савельева и др., 1980; Доусон, 1983; Handy, 1989; Добржинецкая, 1989; Щербаков, 1990; Савельева, Перцев, 1995 и др.). Иногда предполагается, что процессы хрупко-пластичной деформации со-

провождаются метаморфическими реакциями, но конкретные данные об изменениях минерального состава приводятся очень редко.

Вопрос о необходимости рассмотрения метаморфические аспектов проблемы литосферного растяжения и хрупко-пластичных деформаций был впервые поставлен и неоднократно обсуждался в наших работах (Иванов, 1978; Русин, 1978; Иванов, Русин, 1987,1997 и др.). Основанием для этого стало обнаружение не выходящих за пределы дорифейских блоков линейных зон разнотемпературных бластомилонитов, синхронных по времени проявлениям зонального метаморфизма в рифтогенном осадочном чехле, и общий анализ механизмов разрыва плит. Было установлено, что хрупко-пластичные деформации проявляются не только в мощных, четко обособляющихся зонах рифтогенных бластомилонитов, отмечающих плоскости латерального перемещения пластин при литосферном растяжении, но и в локальных сдвигах. В 900 м Куватальской скважине Тараташа бла-стомилонитизация охватывает около 40% вскрытого разреза, а Александровский тектонический клин практически во всем объеме несет свидетельства среднетемпературной хрупко-пластичной деформации. Ознакомление с выходами дорифейского фундамента в ЮЗ Норвегии и герцини-дах Европы, а также анализ литературных данных по другим фанерозойс-ким поясам, не оставили сомнений в том, что процессы метаморфизма в условиях хрупко-пластичной деформации, связанные с рифтовым растяжением нижней коры, проявляются повсеместно. РТ-параметры этого метаморфизма, имеющего регрессивную направленность, могут быть реконструированы только на основе микрозондового анализа минеральных парагенезисов матрикса рифтогенных бластомилонитов (рис. 3). С учетом данных по мантийным метабазит-гипербазитовым блокам Урала и других областей (Иванов, Русин, 1997) можно полагать, что процессы метаморфизма растяжения проявляются во всем разрезе нижней коры и литосферной мантии в температурном интервале от зеленосланцевой до гранулитовой фации. О режиме давления при литосферном растяжении можно говорить лишь в предположительной форме. В матриксе нижнеко-ровых рифтогенных бластомилонитов минералогические критерии обнаруживаются сравнительно редко, а суждения о природе деформационных и метаморфических процессов в мантийных условиях остаются гипотетическими. Косвенным указанием на повышенные давления могут быть данные об обогащенности Са-молекулой Эскола клинопироксенов некоторых базит-гипербазитовых массивов (рис. 6), пластические деформации в которых, по нашему мнению, могли быть вызваны растяжением субконтинентальной мантии.

Рис. 6. Соотношение N8 - АР в клинопироксенах базит-гипербази-товых массивов подконтинентальной мантии.

1 - Китарсайский, 2 - Миидяк (Пушкарев, Гуляева, 1995), 3 - Мамытс-кий, 4 - Западно-Войкарский (Добрецов и др., 1977), 5 - Ю-В Кемпирсай (Савельева, Перцев, 1995), 6 - Нурали (И. Русин, 1999), 7 - Крака (Савельева и др., 1998), 8 - перидотиты о. Забаргад в Красном море (ВопаШ е1а1,1986), 9 - Бени-Буше-ра в Марокко (Сладкевич, 1982), 10 - глубинные ксенолиты в щелочных базальтах Шпицбергена (Копылова и др., 1996) Оконтурено поле клинопироксенов из габбро офиолитовой ассоциации и Платино-носного пояса, а также гранупитов Тараташского блока.

9. Континентальный рифтовый метаморфизм некоторых фанерозойских областей

Активное обсуждение проблем метаморфизма, связанного с геодинамическими обстановками растяжения земной коры, зарубежными исследователями было начато с середины 80-х годов. Этому предшествовало установление очень высоких плотностей поверхностных тепловых потоков в рифтовых зонах, дававшее основания для выводов о неизбежности проявления метаморфических преобразований пород в их глубинных зонах, начавшиеся всесторонние исследования одной из крупнейших областей растяжения земной коры - Провинции бассейнов и хребтов в Коль-дильерах Северной Америки, а также моделирование термальной эволюции орогенных поясов, позволившее А.Б. Томпсону и П.С. Ингленду высказать предположение о вероятной направленности при рифтовом растяжении P-T-t траекторий против часовой стрелки.

В первых описаниях метаморфизма, связанного с тектоникой растяжения, можно было увидеть различные формы его проявления в верхней и нижней коре, а отчасти и в литосферной мантии. В трактовке причин и предлагавшихся моделях содержались и спорные заключения (Иванов, Русин, 1997). По мнению К. Вебера (Weber, 1984) метаморфизм гра-нулитовых террейнов (Саксонского, Гесперского и др.) в герцинидах Центральной и Западной Европы лучше согласуется с режимом раннепалео-зойского утонения, чем орогенного укорачивания коры. Основываясь на большой коллекции шлифов Н.В. Аксаментовой и наших микрозондовых

• I о2 « 3 0 4 *5 Ай И7 08+9 110

анализах можно утверждать, что в Саксонском массиве проявлен метаморфизм растяжения фундамента в условиях средних температур (550-600°С), устанавливаемых по двуполевошпатовым равновесиям, а грану-литовые ассоциации высоких Р, являются более ранними, т.к. сохраняются в основном в деформированных реликтовых порфирокластах. При обосновании связи ареального гранулитового метаморфизма с нижнекоровым растяжением М. Сендифордом и Р. Пауэлом (Sandiford, Powell, 1986) была принята общая модель декомпрессии и последующего изобарного охлаждения, которое и зафиксировано P-T-t траекториями. Пути эволюции метаморфизма против часовой стрелки были отстроены для андалузитового метаморфизма Пиренеев (Wickham, Oxburgh, 1985,1987), а также для низкотемпературных преобразований в глубоких осадочных впадинах (Robinson, Bevins, 1989). Обоснования связи с рифтовым растяжением континентальной литосферы приведены для лерцолитовых массивов Севе-ро-Пиренейской зоны (Vielzeuf, Kornprobst, 1984) и гипербазитов острова Забаргад в Красном море (Nicolas et al., 1985).

В работе приводятся многие другие примеры проявления континентального рифтового метаморфизма в Аппалачско-Каледонском поясе и герцинидах Европы, а в ряде случаев и критическое рассмотрение традиционных трактовок причин метаморфизма для комплексов пород, формировавшихся в обстановках литосферного растяжения.

Часть IV. ОРОГЕННЫЙ (КОЛЛИЗИОННЫЙ) МЕТАМОРФИЗМ 10. Общая характеристика палеозойского этапа развития

Урала

Первые мобилистские модели палеозойского развития Урала (Hamilton, 1970; Иванов и др., 1972; Пейве, 1973; Камалетдинов, 1974 и др.) основывались на формационном и петрохимическом сходстве раннегео-синклинальных серий магматитов с корой океанического типа (Пейве, 1969; Иванов, 1969), а также некоторых базовых положениях тектоники литосферных плит. В последующих моделях (Перфильев, 1979; Зонен-шайн и др., 1984; Иванов и др., 1986; Самыгин, Лейтес, 1986; Кориневс-кий, 1989; К.Иванов, 1998; Язева, Бочкарев, 1998; Пучков, 2000 и др.) значительное внимание уделено реконструкциям палеоостроводужных систем, вергентности зон субдукции, пространственной распространенности океанических и окраинноморских комплексов, характеристике коллизионных и постколлизионных событий. В авторских интерпретациях в них использованы достижения в изучении габбро-гипербазитовых фор-

маций (А.А. Ефимов, Г.Н. Савельева, НА Панеях, С.Ф. Соболев, К.К. Зо-лоев и др.), палеовулканизма (В.А Коротеев, Т.И. Фролова, Н.А. Румянцева, В.Г. Кориневский, И.В. Семенов, И.Б. Серавкин, Д.Н. Салихов, В.В. Бочкарев и др.), гранитоидного магматизма (Г.Б. Ферштатер, Г.И. Са-маркин, В.Н. Смирнов, Сначев и др.), метаморфизма (Н.Л. Добрецов, В.И. Ленных, ГА Кейльман, А.П. Казак, А.И. Русин и др.), а также результатов расшифровки геофизических экспериментов (В.Б. Соколов, К.К. Золоев, Н.Г. Берлянд, В.М. Нечеухин, Р.Г. Берзин и др). Остается много дискуссионных проблем, но в общей последовательности палеозойских событий намечается все большее взаимопонимание.

Континентальный рифтогенез в зоне будущего Урала завершился разрывом плит и образованием океанической структуры в раннем ордовике. Субдукционные процессы начались в конце ордовика и привели к формированию двух островодужных систем: силурийской (Тагильской) и девонской (Магнитогорской). Коллизия девонской дуги с пассивной окраиной В.Европейского континента на Южном Урале началась в конце среднего девона, а на Полярном - в нижнем карбоне. Это событие зафиксировано высокобарическим метаморфизмом, накоплением зилаирского фли-ша и офиолитовыми аллохтонами на пассивной окраине. «Перещелкивание» в нижнем карбоне зоны субдукции к западу или, что более вероятно, к востоку с изменением вергентности привело к формированию активной окраины с мощным проявлением надсубдукционного тоналит-трондьеми-тового магматизма. Завершение в карбоне субдукционных процессов вызвало коллизию типа континент-континент, надвигообразование и укорачивание коры, релаксацию термальной структуры, орогенез и палинген-но-анатектическое внутрикоровое гранитообразование. Процессы постколлизионного растяжения нижней коры и развитие региональных сдвиговых зон и грабенов в верхней коре начались в мезозое. На всех этапах (стадиях) формирования коллизионного орогена происходили метаморфические преобразования пород, приведшие к возникновению различных типов комплексов, обнажающихся в современном эрозионном срезе.

11. Зональный метаморфизм умеренных и низких давлений

В современной структуре палеоостроводужного сектора Урала выделяется три метаморфических пояса: Западный, Центральный (Главный гранитный) и Восточный (Зауральский), трассирующиеся цепочками зональных комплексов (Русин, Маркс, 1977). В трактовке их генезиса конкурировали два подхода. Одни исследователи связывали проявления зонального метаморфизма с преобразованиями геосинклинальных толщ при

становлении позднепалеозойских гранитов (А.Н. Заварицкий, В.А. Романов, И. Д. Соболев, Ю. Д. Панков и др.), а другие - с многоэтапным диапиро-идным внедрением докембрийских блоков и их термальным воздействием на вмещающие породы (Г.А. Кейльман, В.Б. Болтыров, Л.М. Минкин и др.). Эти концепции основывались на материалах изучения Сысертско-Ильме-ногорского сегмента Западного метаморфического пояса. Получившая наибольшее признание модель «окаймленных куполов» была экстраполирована на все проявления зонального метаморфизма не только в палеоострово-дужном, но и в палеоконтинентальном секторе (Кейльман, 1967,1974; Болтыров, 1973; Минкин, 1975; Огородников, 1980; Кейльман, Золоев, 1989 и др.) и часто цитировалась в обобщающих работах по Уралу.

Детальные исследования взаимоотношений дорифейских блоков с вмещающими породами, экзоконтактовых зон гранитоидных массивов и метаморфическое картирование проявлений зонального метаморфизма не позволило обнаружить структур, которые можно было бы трактовать в рамках отмеченных выше моделей (Русин, 1977-1992; Русин, Маркс, 1977; Павлов, 1990; Русин, Носков, 1993 и др.). Этот вывод может быть проиллюстрирован на примере узынкайрактинского комплекса Восточных Му-годжар (рис. 7), где в долине р. Улытадык впервые нами была выявлена

Рис. 7. Схематическая карта метаморфизма южной части Восточных Мугоджар.

1 - гнейсы и амфиболиты дори-фейского блока; 2-6 - зоны метаморфизма: 2 - хлорита, 3 - биотита, 4 - граната, 5 - нерасчлененные ставролитовая фация и фация биотит-мусковитовых гнейсов, 6 - породы зеленосланцевой фации; 7 - зеленокамено измененные породы раннекаменноугольной базальт-липаритовой формации; 8 - массивы гранитоидов (1 - Восточно-Кайрактин-ский адамеллит-гранитный, 2 - Ащи-чилисайскийтоналит-трондьемитовый, 3 - Прииргизский габбро-гранитный комплекс), 9 - габбро, 10 - серпентиниты; 11 - гранитоидные бластоми-лониты Акбуринской сдвиговой зоны, 12 - тектонические нарушения.

Рис. 8. Схема температурной зональности кумакского комплекса.

Жирными линиями показаны тектонические нарушения, а тонкими -границы метаморфических зон. В районе р. Сандырбек штриховкой отмечена зона гранитоидных бластомилони-тов. В центральной части ставролит-ан-далузитовой зоны извилистыми штрихами показано поле развития пород жильной серии.

прогрессивная зональность ди-стен-силлиманитового типа (Аб-дулин и др., 1968; Водорезов и др., 1970), пространственно не связанная с дорифейскими блоками, а затем закартирована наиболее полно сохранившаяся термальная структура. В более северных районах Урала достоверно установленные выходы раннего докембрия практически отсутствуют и обнаруживаются лишь отдельные фрагменты зональностей андалузитового (рис. 8) и кианитового типов, сменяющие друг друга по простиранию метаморфических поясов. Количественные оценки давления в отдельных комплексах колеблются от 2,5 до 6.3 кбар (рис. 9). Ни в одном из ореолов кианит-силлиманитового типа не удалось задокументировать самостоятельной зоны кианита, что противоречит часто втречающимся в публикациях утверждениям о преимущественном проявлении на Урале метаморфизма барровиан-ского типа. В высокотемпературных зонах, уровень которых не превышает нижней части амфиболитовой фации или фации биотит-мусковитовых гнейсов, отмечаются мигматиты только инъекционного типа (Русин, 1979). Составы мобилизатов в них не зависят от состава субстрата и аналогичны породам дайковой серии тоналит-трондьемитового состава,

Рис. 9. РТ-тренды орогенного метаморфизма Урала.

Зональные комплексы: Ан - ан-ненский, Кум - кумакекий, Су - суундук-ский, Ел - еланчикский, Ш - шумихинс-кий, Ук - узынкайрактииский, Коч - коч-карсхий, Ис - истокский.

300 400 500 600 700 800

постоянно присутствующей в зонах мигматизации. В ареалах проявления зонального метаморфизма массивы гранитоидов различной формационной принадлежности имеют интрузивные контакты и их термальное воздействие проявляется в развитии процессов кислотного выщелачивания (Русин, Козлов, 2004), а в неметаморфизованных породах - роговиковых ореолов.

Петро- и геохимические данные по составам пород зональных комплексов дают основание полагать, что исходными для них были островодуж-ные и океанические формации, а также продукты их разрушения (рис. 10). Прецизионных данных о времени проявления зонального метаморфизма мало (Ронкин и др., 1997), но они позволяют говорить о его сопряженности с надсубдукционным тоналит-трондьемитовым магматизмом, интенсивно проявившимся на Урале в нижнем карбоне (Ферштатер, 2001). Это заключение подтверждает представления Д.С. Коржинского и его школы о связи орогенного метаморфизма с глубинными флюидно-тепловыми потоками и более определенно указывают на их источник. Распространенное мнение о связи главной фазы регионального орогенного метаморфизма с позднепалеозойскими гранитами, формирование которых было синхронным накоплению пермских моласс, нуждается в уточнениях. Нет никакого сомнения, что образование этих гранитов было обусловлено региональным подъемом геоизотерм и ультраметаморфическими процессами в глубоких горизонтах коры, однако в современном эрозионном срезе Урала уровни генерации гранитоидных расплавов не вскрыты (Русин, 1979). Перемещение же гранитных

плутонов в верхнюю кору оказало контактовое и отчасти метасомати-ческое воздействие на ранее метамор-физованные породы рамы и привело к нарушению в них изотопных сие-

50- -

ИЬ, г/т

Рис. 10. Соотношение Ш>-8г в породах зональных метаморфических комплексов на диаграмме К.С. СопШе (1973).

1 - Западный метаморфический пояс, 2 - Центральный, 3 - Восточный, 4 - прожилки и дайки гранитоидов. Оконтурены поля маг-матитов юной (I) и зрелой (II) стадий Магнитогорской островной дуги (Язева, Бочкарев, 1998).

10- -

50 100 о! е» 2 • 3

500 1000

~ НАЦИОНАЛЬНАс

^«огекГ* £

эдо агг (

тем, что существенно усложнило возможности определения фактического времени проявления зонального метаморфизма. Успехи в изучении и датировании гранитоидов Урала (Ферштатер и др., 1994; Смирнов, 1997; Ферштатер, 2001) и, в первую очередь, обоснование различий по флюидо-насыщенности в условиях генерации внутрикоровых гранитных и над-субдукционных тоналит-трондьемитовых серий хорошо согласуются с новым пониманием характера взаимосвязей регионального зонального метаморфизма с гранитоидным магматизмом и геодинамических обстано-вок их проявления (Русин, 2000,2001).

12. Высоко- и сверхвысокобарический метаморфизм

Высокобарический метаморфизм является одной из наиболее выразительных особенностей уральского орогена. Он прослеживается на всем его протяжении к западу от Главного уральского разлома (надвига). Характеристике различных проявлений этого метаморфизма был посвящен ряд фундаментальных монографий (Удовкина, 1971,1985; Добрецов, 1974; Добрецов и др., 1977; Ленных, 1977; Вализер, Ленных, 1988; Белковский, 1986,1988) и многочисленные статьи, способствовавшие развитию взглядов на природу эклогитов и глаукофановых сланцев, а также создавшие основы для последующих геодинамических реконструкций. Особенно активным обсуждение проблем высокобарического метаморфизма на Урале стало в последнее десятилетие (Русин, Никифоров, 1990,1991; Matte et al, 1993; Lennykh et al., 1995; Пучков, 1996,2000; Austrheim, Rusin, 1996; Dobretsov et al., 1996; Chemenda et al., 1997; К. Иванов и др., 1997; Русин, 1997,1999; Echtler, Herzel, 1997; Leech, Ernst, 2000; Маракушев и др., 2000; Русин и др., 2001; Molina et al., 2002; Glodny et al., 2002,2003 и др.). Было сделано много важных наблюдений, получены новые изотопные датировки и разработаны различные варианты геодинамических моделей высокобарического метаморфизма.

Общим для большинства моделей стало признание связи разнотем-пературного эклогитового метаморфизма с косой коллизией девонской островной дуги с пассивной утоненной окраиной Восточно-Европейского континента. Безупречные Rb-Sr и Sm-Nd минеральные изохроны (Glodny et al., 2002, 2003) показывают, что прогрессивная эклогитизация на Южном Урале (максютовский эклогит-глаукофансланцевый комплекс) имеет возраст 375±2 млн лет, а на Полярном (марункеуский эклогит гнейсовый) - 355±1.4 млн лет. Эти значения фиксируют время поступления в систему свободного флюида и не обязательно должны совпадать с пиковыми условиями метаморфизма. Отсутствие или дефицит свободного флюида со-

здают кинетические барьеры для протекания метаморфических реакций. Так, в марункеуском комплексе Rb-Sr изохронный возраст реликтового оливин-анортитового габбро, через которое никогда не просачивался флюид, составляет 467+39 млн лет. Хорошая сохранность химических и изотопных отношений в сухих лерцолитовых прослоях из метагаббро-анор-тозитов, вне траекторий движения эклогитового флюида, была недавно установлена и в Бергенских дугах ЮЗ Норвегии (Kuhn et al., 2000). Анализ радиоизотопных данных по марункеускому комплексу показал, что временной разрыв между осушением пород после эклогитовой кристаллизации и амфиболитовым диафторезом, обусловленным повторным втеканием флюида, составлял не более 1 млн лет, что наряду с сохранностью в этом комплексе фрагментов недеформированных ме-тамагматических структур (Русин и др., 2001) может свидетельствовать об очень быстрой стадии ранней декомпрессии. Данные по фишн-трековым возрастам цирконов и апатитов максютовского и марункеус-кого комплекса, перекрывающиеся в области 250 млн лет, позволяют говорить о быстром охлаждении (от 300 до 100°) и практически одновременном выводе в верхнюю кору в начале мезозоя эклогитовых комплексов Южного и Полярного Урала.

В геодинамических моделях высокобарического метаморфизма, в большинстве своем относящихся к максютовскому комплексу Южного Урала, одним из наиболее дискуссионных остается вопрос об исходной формационной принадлежности пород этого комплекса. Широкое распространение получили представления В.И. Ленных о совмещенности в нем докембрийской терригенной (с эклогитами) и палеозойской (?) офиолито-подобной (винчит-зеленосланцевой) пластин (Lennykh et al.,1995; Dobretsov et al., 1996; Leech, Ernst, 2000). Вместе с тем, предполагается присутствие пород палеозойского осадочного чехла и в нижней пластине (Захаров, Пучков, 1994), акреционно-меланжевая его природа и принципиальное сходство с палеозойскими вулканогенно-осадочными комплексами Сакмарского аллохтона (К. Иванов, 1998), а иногда в состав аккреционного клина включается и зилаирский флиш (Echtler, Herzel, 1997). Практически никем не ставится под сомнение присутствие не только в верхней, но и нижней (терригенной) пластине офиолитов, к которым относятся эклогиты и метагипербазиты. Мне представляется, что такая трактовка является скорее данью традиции, т.к. в сверхвысокобарических ок-раинно-континентальных комплексах пород с коэситами и алмазами офи-олиты отсутствуют, а протолитами эклогитов являются продукты внутри-плитного магматизма, а также блоки субконтинентальной мантии.

Рис. 11. Карта метаморфизма северной части Квакушскош поднятия.

1 - неметаморфизованные преимущественно карбонатно-терригенные толщи нижнего и среднего палеозоя; 2-4 - зонально мета-морфизованные позднедокембрийские образования: 2 - дохлоритовая зона, 3 - зона хлорита, 4 - зона хлоритоида (биотита); 5 - зоны гла-укофансланцевого метаморфизма.

В этом аспекте заслуживает дальнейшего обсуждения вопрос о связях с офиолитами и глаукофанслан-цевых зон (Вализер, Ленных, 1988). Детальное картирование плато Квар-куш (рис. 11), удаленного к западу от Главной уральской сутуры на 30 км, показало, что офиолиты здесь отсутствуют, а субстратом субмеридиональных зон глаукофановых сланцев являются породы позднедокембрийского рифтогенного чехла (Русин, Никифоров, 1991; Русин, 1996 и др.). Двухэ-тапность метаморфизма и различия РТ-условий его проявления обосновываются большим объемом аналитических данных по составам минералов (рис. 12,13), анализом парагенезисов и радиологическими датировками, позволяющими связывать низкобарический метаморфизм с рифтовы-ми (536 млн лет), а глаукофансланцевый - коллизионными (около 400 млн лет) событиями. Результаты изучения Кваркуша дают основание для критического отношения к субдукционной и офиолитово-надвиговой моделям формирования глаукофансланцевых зон. Отсутствие непосредственной связи глаукофансланцевых зон

Рис. 13. Соотношение 2,0' NaM4 и AF в амфиболах кваркуш- ^ а М ского (1) и салатимского (2) комплексов (Основа - Brown, 1977; Дук, 1982).

A1'V2,0

с крупными массивами офио-литов наблюдается часто и вблизи Главного уральского надвига. Это делает вероятным предположение, что глаукофа-новые сланцы, не содержащие лавсонита и ассоциации жаде-ит+кварц, к которым и относится основная часть глаукофансланцевых зон Урала, формируются в связи с надвигами в сиалической коре при континентальной коллизии. Образование эклогитсодержащих комплексов требуют более высоких нагрузок, которые могут быть достигнуты лишь в мантийных глубинах, однако реальность механизмов такого погружения сиалических комплексов и их быстрого выведения остается гипотетической.

13. Метаморфизм региональных сдвиговых зон Урала

Проблема метаморфизма региональных сдвиговых (сдвиго-надви-говых) зон впервые была поставлена на Урале (Русин, 1978; Русин и др., 1979). Две такие зоны (рис. 4, 5), имеющие видимую мощность до нескольких километров, были прослежены на сотни километров по простиранию от Южных Мугоджар до широты г. Троицка (Акбура-Карталинс-кая) и от Чашковских гор до р. Тагила (Мурзинско-Ильменогорская). Было установлено, что они контролируются особым классом метаморфических пород - гранитоидными бластомилонитами. Относительная выдержанность состава и текстурных особенностей пород, а также тектонические контакты с разнотипными формациями, уже на первых этапах изучения позволяли связывать их образование с завершающими стадиями метаморфической и деформационной истории Урала. Это предположение получило надежные теоретические обоснования в работах П. Ингленда (England, 1987 и др.), показавшего неизбежность развития региональных сдвигов и нормальных разломов с вязким продолжением на глубине в связи с постколлизионным растяжением орогенных поясов. Было проведено микроструктурное и петрографическое изучение гигантских сдвиговых зон в

Низких Гималаях (Hubbard, 1996; Srivastava, Mitra, 1996 и др.), позволившее предложить принципиально новое объяснение механизмов возникновения инвертированной метаморфической зональности. К сожалению, отсутствие данных о составах реликтовых и новообразованных минералов в сдвиговых зонах снижает ценность данного исследования.

Наши исследования региональных сдвиговых зон Урала были сконцентрированы на петрологических и метаморфических проблемах. Было установлено, что гранитоидные бластомилониты могут рассматриваться как глубинные породы, испытавшие метаморфизм и метасоматические преобразования (калишпатизацию) в условиях хрупко-пластичной деформации. На основе петрографических наблюдений и уникальной базы данных по составам минералов порфирокластов и новообразованного мат-рикса были реконструированы количественные РТ-параметры их формирования (рис. 14). Они показывают, что развитие глубинных частей сдвиговых зон происходило в среднетемпературных условиях при высоких давлениях флюида (до 10-13 кбар). Эти данные подверждают выводы (Русин, 1980; 1992) о контрастности термодинамических режимов орогенно-го метаморфизма не только на ранних, но и завершающих стадиях конвергенции плит. При этом смена натриевого геохимического фона калиевым, на которую обращалось внимание А.А. Маракушевым (1965 и др.), наиболее выразительно проявляется в комплексах высоких давлений.

Геологические и радиологические данные дают основания полагать, что образование и эксгумация комплексов гранитоидных бластомилони-тов на Урале были близки по времени мезозойскому грабенообразованию. Остается открытым вопрос о их первичной природе. Недавно вскрытый горными работами «Кыштымский» опорный разрез (Ворощук, Русин, 2003) наглядно показал, что исходными для гранитоидных бластомило-нитов в южной части Ильменогорско-Мурзинской сдвиговой зоны были докембрийские гнейсы («селянкинский комплекс») с включениями щелочных пород. Делать из этих наблюдений обобщения было бы преждевременным, так как нельзя исключить, что .в региональных сдвиговых зо-

Рис. 14. РТ-условия формирования граните идных бластомилонитов южной части Ильменогорско-Мурзинской сдвиговой зоны.

Центральные (1) и краевые (2) части зерен порфирокластов и новообразованные зерна матрикса (3) бластомилонитов.

нах могут присутствовать и фрагменты глубоких горизонтов новообразованной континентальной коры.

14. Некоторые проблемы орогенного метаморфизма подвижных областей

На основе тектоники плит были высказаны новые идеи, раскрывающие причины многообразия метаморфических пород в орогенных поясах и получившие широкое признание. Метаморфизм стал рассматриваться в качестве одного из индикаторных процессов при геодинамических палеореконструкциях. Однако остаются и проблемы, среди которых нельзя не отметить неоднократно обсуждающийся и продолжающий оставаться ключевым вопрос: является ли давление, необходимое для образования высоко- и сверхвысокобарических ассоциаций пород, литостати-ческим либо реализуются и другие механизмы его повышающие?

В настоящее время широкое распространение получила концепция субдукции окраинно-континентальных комплексов в мантийные глубины (90-150 км), вызванной коллизионными процессами, которые контролируют не только погружение, но и быструю эксгумацию. Тектоническое и флюидное «сверхдавление» отвергаются на том основании, что механическая прочность пород сильно зависит от присутствия флюида, а «автоклавный эффект» может привести лишь к ограниченному повышению давления (Добрецов, 2000). Мне представляется, что проблема заключается в отсутствии достоверных данных о длительности процессов, обусловливающих высокобарический метаморфизм.

Сохранность недеформированных метамагматических структур в некоторых эклогитовых комплексах (марункеуском, кокчетавском и др.), можно интерпретировать не только как свидетельство их быстрой эксгумации, но и как доказательство кратковременности присутствия флюида, явно недостаточной для размягчения пород и релаксации тектонических напряжений. Наличие же свободного водного флюида является обязательным условием реакций эклогитизации. Он непосредственно участвует в этих реакциях, обусловливая кристаллизацию гидроксилсодержащих минералов (фенгита, парагонита, эпидот/цоизита и др.) и минеральных ассоциаций гидротермальных жил, находящихся в термодинамическом и изотопном равновесии с эклогитами ^к>бпу et а1., 2002,2003). Отсутствие или дефицит флюида создает кинетические барьеры, выражающиеся в сохранности минеральных парагенезисов исходных пород. Разница в оценках давления для реликтовых (оливин-анортитовое габбро хр. Марун-Кеу, гранатовые гранулиты Бергенских Дуг Норвегии) и новообразованных на

путях движения эклогитового флюида минеральных ассоциаций составляет более 10 кбар. При наличии «экранов», препятствующих удалению флюида, должен проявляться «автоклавный эффект». В течении какого времени флюидное сверхдавление может удерживаться в системе и достаточно ли оно для протекания реакций эклогитизации мы не знаем. Если к этому добавить проблематичность механизмов погружения легкого сиа-лического материала в глубокую мантию, то гипотетичность абсолютных оценок станет еще более очевидной.

В концепции парных поясов А. Мияширо были приведены убедительные обоснования связи низкобарического метаморфизма с надсубдук-ционными процессами, а вопрос о природе метаморфических серий умеренных давлений остался открытым. В коллизионных орогенах обнаруживаются проявления метаморфизма как умеренных, так и низких давлений, однако попытки придать им диагностическую роль для типизации орогенных поясов или тектонических режимов не получили распространения. Позже стало ясно, что в коллизионных орогенах могут сохраняться свидетельства надсубдукционного высокоградиентного метаморфизма, обусловленного флюидно-тепловыми потокоми, и метаморфизма, связанного с релаксацией термальной структуры коры после ее утолщения. Результаты наших исследований позволяют утверждать, что в современной структуре Урала обнаруживаются проявления надсубдукционного метаморфизма умеренных и низких давлений, а свидетельства метаморфизма, обусловившего палингенно-анатектическое внутрикоровое гранитообра-зование, в современном эрозионном срезе отсутствуют. Распространять эти выводы на все коллизионные орогены было бы преждевременно, но постановка такой проблемы заслуживает внимания. Пути для ее решения видятся в целенаправленном изучении мигматитов зональных комплексов, доказательства анатектической природы которых часто отсутствуют. Хотелось бы обратить внимание на необходимость обсуждения метаморфических аспектов формирования региональных сдвиговых зон, связанных с процессами постколлизионного растяжения орогенных поясов.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Материалы исследования метаморфических комплексов Урала и анализ мировых данных по проявлениям метаморфизма в фанерозойских коллизионных орогенах, палеорифтовых и других областях растяжения земной коры позволяют дать новую трактовку общей последовательности метаморфических событий в полном цикле развития литосферы подвижных поясов. В этой последовательности обнаруживаются эволюционная

направленность и закономерные связи метаморфизма с различными формами эволюции земной коры, первопричиной которых являлись глубинные мантийные процессы.

Метаморфические события в позднедокембрийской предыстории фанерозойских областей отражают реакцию континентальной литосферы на периодические внедрения глубинного высоконагретого материала, вызывающего предрифтовые подъемы земной коры (энсиалические оро-гении), рифтогенез и аккумуляцию вулканогенно-терригенных формаций в осадочных бассейнах, связанных с растяжением. Такая последовательность противоположна «геосинклинальному циклу», завершающемуся складчатым орогенезом. Она ведет не к укорачиванию коры, а эндогенному утонению (растяжению) и, в конечном итоге, может завершаться разрывом плит и образованием океанических бассейнов. Метаморфическими свидетельствами этих процессов являются комплексы рифтогенных бластомилонитов, характеризующие различные уровни пластичного (хрупко-пластичного) растяжения нижней (дорифейской) коры, а также синхронный им по времени однородный («погружения») и зональный метаморфизм рифтогенно-депрессионных формаций, а после разрыва плит -«метаморфизм океанического дна».

Развитие метаморфизма при закрытии океанов и схождении плит происходит на всех конвергентных стадиях и характеризуется закономерными связями с различными геодинамическими обстановками. В надсуб-дукционных зонах в связи с флюидно-тепловыми потоками проявляется высокоградиентный зональный метаморфизм, сопряженный с тоналит-трондьемитовым магматизмом, а в зонах столкновения - индикаторный для коллизионных орогенов высоко- и сверхвысокобарический метаморфизм. Развитие метаморфизма и палингенно-анатектического гранитооб-разования в утолщенной коре, сформированной крупными надвигами при схождении плит, в современных моделях связывается с релаксацией нарушенной термальной структуры, обусловленной общим подъемом геоизотерм. Эта же причина является определяющим фактором для постколлизионного растяжения нижней коры и сопряженного развития по простиранию орогенов региональных сдвигов, контролирующихся комплексами гранитоидных бластомилонитов.

В заключение следует подчеркнуть, что в фанерозойских коллизионных орогенах выделяются специфические (эклогитовые, зеленокаменные и др.) и проходящие (зональные) типы метаморфических комплексов. Все они формировались в различных геодинамических обстановках. Повторяемость во времени зонального метаморфизма обусловлена различными при-

чинами и не может рассматриваться в качестве одного из основных свидетельств складчатого орогенеза, как это постулировалось гипотезой ороге-нических циклов, и по традиции переносится в некоторые модели развития подвижных поясов, основывающиеся на тектонике плит.

Основные публикации по теме диссертации

АбдулинАА, ВодорезовПИ., ГетлингР.В., КасьшовМА,КостикИ.Е, Львов * Мидовский А.В., Рошкован Г.Р., Рийконен О.А., РусинА.И., СегединР.А., Фона рев В.И. К проблеме стратиграфии докембрия и нижнего палеозоя Мугоджар //Изв. АН КазССР. Сер. геологич, 1968. № 6. С. 8-18.

ВодорезовГ.И., АбдулинАЛ., ГетлингР.В., Касымов М.А., КостикИ.Е., Львов КА., Мидовский А.В., Рошкован Г.Р., Русин А.И., Сегедин РА, ФонаревВи Докембрий и нижний палеозой, точнее не определенный. Мугоджары // Геология СССР. Т. XXI. Ч. 1. Кн. 1. М.: Наука, 1970. С. 61-69.

Русин А.И. Мигматиты Восточно-Мугоджарского антиклинория // Изв. АН КазССР, 1972. № 1.С. 56-61.

Абдулин А.А., Иванов АИ., Тельгузиев А.Т., Русин А.И. Абсолютный возраст гранитоидных формаций и метаморфических пород Мугоджар по данным калий-аргонового метода // Новые данные абсолютной геохронологии (XVII сессия). М.: Наука, 1974. С. 185-196.

Абдулин А.А., Рийконен О А, Русин А.И., Ярославцева КС. Эволюция и типы метаморфизма Мугоджар // Термодинамический режим метаморфизма. Л., 1974. С. 110-112.

Русин А.И. Гранитоиды докембрия Восточно-Мугоджарского антиклинория // Проблемы докембрийского магматизма. Л.: Наука, 1974. С. 107-110.

Абдулин АА., Знаменский Н.Д., Старков В.Д., Русин AM., Тельгузиев АЛ. Гранитоиды Мугоджар // Вопросы петрологии и геохимии гранитоидов Урала. Свердловск: УНЦ АН СССР, 1975. С. 11-25.

АбдулинАА, ЧолпанкуловТ. Ч., Рийконен О А, НикитченкоИЖ, Русин AM., Богатырева НА. Метаморфические комплексы Казахстана // Магматические и метаморфические комплексы Казахстана. Алма-Ата: «Наука» Каз.ССР, 1976. С.178-186.

Русин AM., Маркс В.А. Вопросы геолого-тектонической типизации метаморфических комплексов Урала // Геология и металлогения метаморфических комплексов. Свердловск: УНЦ АН СССР, 1977. С.83-101.

Русин AM. Комплексы бластокатаклазитов // Ежегодник ИГГ УНЦ АН СССР. Свердловск, 1978. С. 77-78.

Русин AM., Маркс В.А., Яковлева О.М. Катакластические деформации и термодинамический режим метаморфизма зон разломов // Метаморфизм горных пород Урала. Свердловск: УНЦ АН СССР, 1979. С. 3-15.

Русин AM. Мишатиты метаморфических комплексов Урала // Метаморфизм горных пород Урала. Свердловск: УНЦ АН СССР, 1979. С. 62-100.

Иванов С.Н., Ефимов А.А., Маркс В.А., РусинА.И. Процессы метаморфизма в истории геологического развития Урала // Общие вопросы магматизма Урала. Свердловск: УНЦ АН СССР, 1980. С. 96-110.

Русин А.И. Дорифейские метаморфические комплексы восточного склона Урала//Доордовикская история Урала. Т.З.Свердловск: УНЦ АН СССР, 1980. С. 41-59.

Русин А.И. Контрастные режимы метаморфизма уральской эвгеосинкли-нали // Ежегодник ИГТ УНЦ АН СССР. Свердловск, 1980. С. 71-73.

Иванов СМ., Русин А.И., Маркс В.А. Тектонические аспекты эволюции метаморфизма (на примере Урала) // Вопросы метаморфизма докембрия. Апатиты, 1980. С. 22-33.

Иванов СМ., Краснобаев А.А., Русин А.И. Срединные массивы уральского подвижного пояса// Литология и осадочная геология докембрия. Алма-Ата: «Наука» Каз.ССР, 1981. С. 57-59.

Иванов СМ., Краснобаев А. А., Русин А.И. Докембрий Урала//Докембрий в фанерозойских складчатых поясах. Л.: Наука, 1982. С. 81-94.

Русин А.И. Блоки фундамента Русской платформы в зоне ее сочленения с Уралом // Метаморфизм и тектоника западных зон Урала. Свердловск: УНЦ АН СССР, 1984. С. 43-49.

Русин А.И., Краснобаев А.А. Древнейшая кора и проблема серых гнейсов на Урале // Природные ассоциации серых гнейсов архея. Л.: Наука, 1984. С. 94-104.

Иванов СМ., Краснобаев А.А., Русин А.И. Проблемы геологии докембрия Урала//Геология и палеонтология Урала. Свердловск: УНЦ АН СССР, 1986. С. 50-68.

Иванов СМ., Русин А.И., Краснобаев А.А. История формирования земной коры Урала. Дорифейский и рифейско-вендский этапы // Формирование земной коры Урала. М.: Наука, 1986. С. 188-200.

Иванов СМ., Пучков ВМ., Русин А.И., Иванов КС. История формирования земной коры Урала. Палеозойский этап // Формирование земной коры Урала. М.: Наука, 1986. С. 200-230.

Иванов СМ., Русин А.И. Метаморфизм в крупном цикле формирования земной коры // Петрология и рудообразование. Свердловск: УНЦ АН СССР, 1986. С. 3-12.

hanov S.N., KrasnobayevA.A., Rusin A.I. Geodinamic regimes in the

Precambrian of the Urals // Precambrian Research, 1986. N 33. P. 189-208.

Ivanov S.N., Rusin A.I. Model for the evolution of the linear folds in the continents: example of the Urals //Tectonophysics, 1986. N 127. P. 383-397.

Иванов СМ., Русин А.И. Метаморфизм растяжения // ДАН СССР, 1987. Т. 297. №5. С. 1188-1191.

Иванов СМ., Русин А.И. Эволюция метаморфизма в подвижных поясах уральского типа // Метаморфогенная металлогения Урала. Свердловск: УрО АН СССР, 1988. С. 15-23.

Иванов С.Н., Русин AM. Эволюция метаморфизма в фанерозойских подвижных областях // Эволюция геологических процессов. Докл. совет, геол. на 28-м МГК, Вашингтон-1989. М.: Наука, 1989. С. 67-76.

Русин А.И., Никифоров О.В., Яковлева ОМ. Проблемы метаморфизма зоны' сочленения Урала и Тимана // Ежегодник ШТ УрО АН СССР. Свердловск, 1989. С. 56-58.

Русин AM., Никифоров О.В. Глаукофансланцевый метаморфизм Северного Урала // Ежегодник ИГТ УрО АН СССР. Свердловск, 1991. С. 62-64.

Русин AM. Метаморфическая история подвижных областей неогея // Ме-таморфогенная металлогения Урала. Свердловск: УрО АН СССР, 1992. С. 29-44.

Русин AM. Модель кианит-силлиманитового метаморфизма континентальных рифтов // Ежегодник ИГГ УрО РАН. Екатеринбург, 1992. С. 54-55.

Русин AM., Краснобаев А.А. Природа докембрия в фанерозойских складчатых областях//Докембрий в фанерозойских складчатых областях. С.-П.: Наука, 1992. С. 17-28.

Русин AM., Носков AT. Состав гранатов и метаморфизм сысертского комплекса // Ежегодник ИГТ УрО РАН. Екатеринбург, 1993. С. 50-54.

Русин AM. «Изограда биотита» в мусковит-хлоритовых парагенезисах // Ежегодник ИГГ УрО РАН. Екатеринбург, 1994. С. 80-86.

Rusin АЛ., KrasnobayevAA. Geology and Geochronology of early Precambrian of the Urals // Precambrian of Europe. St.-Peterburg, 1995. P. 95-96.

Русин AM. Полный цикл развития литосферы подвижных областей и проблема периодизации докембрия // Главнейшие рубежи геологической эволюции Земли в докембрии и их изстопно-ггохронологическое обоснование. С.-П., 1995. С. 6-7.

Русин AM. Высокобарический метаморфизм Мамытского габбро-гипер-базитового массива (Южный Урал) // Ежегодник ИГТ УрО РАН. Екатеринбург, 1995. С. 86-93.

Русин AM. Китарсайская эклогит-перидотитовая ассоциация Мугоджар // Ежегодник ИГТ УрО РАН. Екатеринбург, 1996. С. 99-103.

Austrheim H, Rusin A. The High-pressure metamorphic rocks of the Uralides and Caledonides and the constraints on deep crustal processes // Uralides and Variscides. Scientific Program and Abstracts. Granada, 1996.

Иванов С.Н., Русин AM. Континентальный рифговый метаморфизм // Геотектоника, 1997. № 1. С. 6-19.

Русин AM. Унифицированная модель высоко- и сверхвысоюэбарического метаморфизма орогенных областей // Ежегодник ИГГ УрО РАН. Екатеринбург, 1997. С. 50-55.

Русин AM. Метаморфизм рифейских формаций в фанерозойских складчатых областях Северной Евразии // Рифей Северной Евразии. Екатеринбург: УрО РАН, 1997. С. 57-64.

Русин AM. Континентальный рифговый и коллизионный метаморфизм орогенных областей // Тектоника и геодинамика: общие и региональные аспекты. Т. 2. М.: ГЕОС. 1998. С. 136-138.

Glodny J., Austrheim H., Montero P., Rusin A. The Manm-Keu metamorphic complex, Polar Urals, Russia: Protolith ages, eclogite-facies fluid-rock interaction, andexhumation history // J. Conf Abstracts. EUG 10.1999. V. 4. P. 80.

Русин А.И. Высокобарический метаморфизм салдинского комплекса // Ежегодник ИГГ УрО РАН. Екатеринбург, 1999. С. 70-78.

Иванов СМ., Русин А.И. Поздневендский этап тектонического развития Урала // Геотектоника. 2000. № 3. С. 21-32.

Русин А.И. Метаморфизм коллизионных стадий: некоторые итоги изучения и проблемы // Коллизионная стадия развития подвижных поясов. Екатеринбург: УрО РАН, 2000. С. 88-91.

Glodny J., Pease V, Montero P., Austrheim H., Rusin A., Lennykh V. The Mann Keu metamorphic complex, Polar Urals: protolit evolution and its geodinamic significance // Timpebar - Uralides Workshop. StPetersburg, 2000. P. 13-14.

Русин А.И Литосферное растяжение и проблемы тектогенеза позднего докембрия // Ежегодник ИГГ УрО РАН. Екатеринбург, 2000. Р. 97-104.

Glodny J., Austrheim H., Rusin A. Dating of subduction-related fluid mineralizations: Constraints on the life span of a Paleozoic subduction sistem in the Polar Urals, Russia // J. Conference Abstracts. Cambridge Publications. Oxford, 2000. Vol. 5. N 2. P. 446.

Русин А.И. Метаморфизм и геодинамика // Петрография на рубеже XXI века. Итоги и перспективы. Т. П. Сыктывкар, 2000. С. 97-100.

Русин А.И. Вопросы глубинного петрогенезиса постколизионного этапа формирования Урала // Постколлизионная эволюция подвижных поясов. Екатеринбург, 2001. С. 167-169.

Glodny J., Pease V.L., Montero P., Austrheim H., Rusin A. Protolith ages of eclogites, Manm-Keu complex, Polar Urals, Russia: implications for the pre- and early Uralian evolution of the NE European continental margin // Abstacts Europrobe Conf. Ankara, 2001. P. 21.

Русин А.И., Аустрхайм Х., Глодни И. Метагранитоиды и кварц-полевошпатовые гнейсы в эклогитовой фации (хр. Марун-Кеу, Полярный Урал) // Ежегодник ИГГ УрО РАН. Екатеринбург, 2001. С. 90-98.

Molina J.F., Austrheim H., Glodny J., Rusin A. The eclogites ofthe Marun-Keu Complex (Polar Urals, Russia) // Lithos, 2002. Vol. 61. N 1-2. P. 55-78.

Русин А.И., ВорощукД.В., АустерхаймХ., ГлодниИ. Динамика кристаллизации порфиробласта граната в режиме декомпрессии (марункеуский комплекс, Полярный Урал) // Ежегодник ИГГ УрО РАН. Екатеринбург, 2002. С. 130-134.

Glodny J., Bingen В., Austrheim H., Molina J.F., Rusin A. Precise eclogitization ages deduced from Rb/Sr mineral systematics: The Maksyutov complex, Sousern Urals, Russia // Geochim. Cosmochim. Acta, 2002. Vol. 66. N 7. P. 1221-1235.

Русин А.И., Русин И.А. К проблеме эволюции субконтинентальных лерцо-литовых комплексов // Эволюция внутриконтинентальных подвижных поясов. Екатеринбург: УрО РАН, 2003. С. 53-56.

Glodny J., Austrheim H., Molina J.F., Rusin A., SewardD. Rb/Sr record of fluid-rock interaction in eclogites: The Marun-Keu complex, Polar Urals, Russia // Geochim. Cosmochim. Acta, 2003. Vol. 67. N 22. P. 4353-4371.

Ворогцук Д.В., Русин А.И. Опорный геологический разрез средней части Ильменогорско-Сысертской полиметаморфической зоны // Путеводитель геологических экскурсий. Екатеринбург: УрО РАН, 1993. С. 64-95.

Русин А.И., Козлов П. С. Метаморфизм пород в северном обрамлении Чер-ноборского гранитоидного массива (Кочкарский комплекс, Южный Урал) // Ежегодник ИГГ УрО РАН. Екатеринбург, 2004. С. 194-201.

Molina J.F., Poli S., Austrheim К, Glodny I, Rusin A. Eclogite-facies vein systems in the Marun-Keu complex (Polar Urals, Russia): textura chemical and thermal constraints for patterns of fluid flow in the lower crust // Contrib. Mineral. Petrol., 2004. V. 147. N4. P. 484-504.

Подписано в печать 4.10.2004 г. Формат 60x84 1/16 Печать офсетная Усл. печ. л. 2,2 Тираж 150 экз. Заказ № 186 Институт геологии и геохимии УрО РАН 620151, Екатеринбург, Почтовый пер., 7

Размножено с готового оригинал-макета в типографии ООО «ИРА УТК» 620219, Екатеринбург, Карла Либкнехта, 42

»23305

РНБ Русский фонд

2005-4 23154

Содержание диссертации, доктора геолого-минералогических наук, Русин, Анатолий Иванович

Введение.

Часть I Состояние проблемы

Глава 1. Развитие взглядов на природу метаморфизма в подвижных областях и вопросы типизации метаморфизма.

Глава 2. Полный цикл развития литосферы подвижных областей.

Часть II

Метаморфический палеофундамент подвижных областей

Глава 3. Общая характеристика раннего докембрия Урала.

Глава 4. Метаморфизм дорифейских комплексов.

4.1 Тараташский комплекс.

4.2 Мугоджарский комплекс.

4.3 Селянкинский комплекс.

4.4 Салдинский комплекс.

4.5 Уфалейский комплекс.

Глава 5. Ранний докембрий в фанерозойских областях.

Часть III

Доорогенный (рифтовый) метаморфизм

Глава 6. Общая характеристика позднего докембрия Урала.

Глава 7. Однородный и зональный метаморфизм рифтогенных формаций.

7.1 Златоустовский комплекс.

7.2 Кувашский комплекс.

7.3 Белорецкий комплекс.

7.4 Кваркушский комплекс.

7.5 Ляпинский комплекс.

Глава 8. Метаморфизм растяжения континентальной литосферы.

8.1 Реологические аспекты метаморфизма растяжения.

8.2 Метаморфизм растяжения континентальной коры.

8.3 Некоторые признаки метаморфизма растяжения подконтиненталыюй мантии.

Глава 9. Континентальный рифтовый метаморфизм некоторых фанерозойских областей.

9.1 Аппалачско-Каледонский пояс.

9.2 Герциниды Европы.

Часть IV

Эрогенный (коллизионный) метаморфизм

Глава 10. Общая характеристика палеозойского этапа развития Урала.

Глава 11. Зональный метаморфизм умеренных и низких давлений.

11.1 Западный метаморфический пояс.

11.2 Центральный (Главный гранитный) метаморфический пояс.

Глава 12. Высоко- и сверхвысокобарический метаморфизм.

12.1 Глаукофансланцевые комплексы.

12.2 Эклогит-глаукофансланцевые комплексы.

12.3 Эклогит-сланцево-гнейсовые комплексы.

Глава 13. Метаморфизм региональных сдвиговых зон Урала комплексы гранитоидных бластомилонитов).

Глава 14. Некоторые проблемы орогенного метаморфизма подвижных областей.

Заключени е.

Литератур а.

Введение Диссертация по наукам о земле, на тему "Метаморфические комплексы Урала и проблема эволюции метаморфизма в полном цикле развития литосферы подвижных поясов"

Формирование фанерозойских орогенных поясов Земли обусловлено глубинными геодинамическими процессами. Конвективные течения в мантии, структура и интенсивность которых контролируется разноглубинными мантийными плюмами, вызывают движения литосферных плит и закономерную смену геодинамических обстановок в подвижных областях. Пульсационность функционирования мантийных плюмов отражается в периодической активизации геологических процессов (Добрецов и др., 1993). Повторяемость во времени отдельных седиментационных, магматических и метаморфических событий отмечается в различных геодинамических обстановках, но традиционно интерпретируется как свидетельство полицикличности развития орогенических поясов. Такая трактовка вызывает дискуссии, так как обоснование ранних (неопротерозойских) орогенических циклов или циклов Уилсона, из-за проблематичности нахождения важнейших материальных свидетельств их проявления (офиолитов, островодужных комплексов и др.), в таких орогенных поясах как Урал, Аппалачи, Скандинавия и др. во многом гипотетично. Часто основным, а иногда и единственным аргументом полицикличности фанерозойских областей является метаморфизм позднедокембрийских толщ. Обоснование его континентальной рифтовой природы, в совокупности с другими данными, приводит к новому пониманию предыстории коллизионных орогенов и общей эволюционной направленности развития литосферы фанерозойских подвижных областей в полном крупном цикле, продолжительность которого может значительно превышать современные оценки, предполагаемые для циклов Уилсона (Хаин, 2000).

АКТУАЛЬНОСТЬ ПРОБЛЕМЫ. Метаморфические породы содержат важнейшую информацию о термодинамических условиях глубинного петрогенезиса. Они присутствуют практически во всем вертикальном разрезе литосферы подвижных областей и формируются во всех возможных геодинамических обстановках. В этом плане метаморфизм является одним из основных индикаторных эндогенных процессов, дополняющим данные магматизма и тектоники. Выяснение общей последовательности событий в развитии литосферы подвижных областей не может быть полным без специального анализа метаморфических процессов. Благоприятным объектом для такого анализа является Урал - типичный коллизионный покровно-складчатый пояс, история геологического развития которого охватывает интервал времени более 1 млрд. лет и отражает полный крупный цикл эволюции литосферы. Разрыв континентальной Евро-Азиатской плиты и образование океанического бассейна, связанные с тектоническим режимом растяжения, а также островодужный и коллизионный орогенез в режиме сжатия, обусловливающий формирование новой континентальной коры, на всех этапах сопровождаются метаморфическими процессами. Выяснение их роли и значения в последовательно сменяющихся геодинамических обстановках представляет не только общенаучный интерес, затрагивающий фундаментальные основы геологических знаний, но и практическую ценность, так как раскрывает новые перспективы обнаружения месторождений метаморфогенного класса.

ЦЕЛЬ И ЗАДАЧИ ИССЛЕДОВАНИЯ. Главная цель - выяснение общей последовательности метаморфических событий в полном крупном цикле развития литосферы фанерозойских подвижных областей. Разработка этой проблемы предусматривает проведение теоретических исследований по обоснованию связей метаморфизма и тектоники с мобилистских позиций, палеореконструкций геодинамических обстановок проявления метаморфизма и типизации метаморфических комплексов, а также решение конкретных задач: 1 - изучение блоков эпикарельского кристаллического фундамента и выделение в них метаморфических преобразований, связанных с разрывом плит и орогенными процессами, 2 - изучение типовых метаморфических комплексов различных геодинамических обстановок, 3 - выяснение особенностей метаморфических преобразований в вертикальном разрезе растягивающейся литосферы, 4 - выделение главных черт и обоснование природы доорогенного (континентального рифтового) и орогенного (коллизионного) метаморфизма складчатых областей.

МЕТОДИКА ИССЛЕДОВАНИЯ. Проявления метаморфизма в различных структурно-формационных зонах Урала изучались традиционными методами метаморфической петрологии, включающими метаморфическое картирование, анализ парагенезисов, количественные оценки пространственных РТ-параметров метаморфизма. Исследование комплексов бластомилонитов - особого класса метамофических пород, формирующихся в условиях хрупко-пластичного течения материала, проводилось с учетом экспериментальных данных по реологии пород и минералов и только на основе микрозондовых анализов. Для блоков раннего докембрия были использованы методики, применяемые при изучении высокометаморфизованных регионов с широко проявленными ультраметаморфическими процессами. При геодинамических реконструкциях методической основой служил формационный анализ, учитывающий современные достижения тектоники литосферных плит.

ФАКТИЧЕСКИЙ МАТЕРИАЛ. В основу работы положены исследования автора по тематическим планам Института геологических наук АНКаз.ССР (1965-1973 гг.) и Института геологии и геохимии Уральского отделения РАН (1974-2001 гг.). Главными объектами исследования являлись метаморфические комплексы Мугоджар, Южного, Среднего, Северного и Полярного Урала. В различные годы автором проводилось тематическое изучение докембрия и метаморфических образований Северного Тянь-Шаня (Киргизский хребет, хр. Бол. Каратау), Чу-Илийских гор и Кокчетавского массива. При разработке геолого-петрологических критериев выделения раннедокембрийских образований на Урале важное значение имели наблюдения, полученные при геологических экскурсиях на Украинском и Балтийском щитах, а также Шарыжалгайском выступе Сибирской платформы. Наглядные подтверждения уральских данных о природе метаморфических преобразований дорифейского кристаллического фундамента при литосферном растяжении и коллизионных процессах дали полевые работы в Западной Норвегии, проведенные совместно со скандинавскими геологами (Н.Аиз^Иет, М.ВескЪо1теп), а также полевая экскурсия на Иберийском массиве в Испании. Полезным для автора было участие до начала тематических исследований в геолого-съемочных работах масштаба 1:200000 (Центральный Памир) и 1:50000 (В.Саян), во многом определивших интерес к проблемам метаморфизма и геологии докембрия.

При подготовке работы был использован огромный аналитический материал, включающий тысячи химических и рентгено-спектральных анализов пород, в т.ч. данные раздельного опробования субстратов и мобилизатов мигматитов, а также определения РЗЭ (30), рубидия и стронция (800). Анализ парагенезисов во всех метаморфических комплексах проводился на основе петрографического изучения шлифов и данных химического и микрозондового исследования составов сосуществующих минералов. Подавляющее большинство из нескольких тысяч анализов минералов оригинальны. Для диагностики составов слюд дополнительно привлекались физические методы (ЯГР, оптической спектроскопии, рентген). Много усилий было затрачено для получения новых радиологических датировок. Осмыслен и использован общирный литературный материал.

ОСНОВНЫЕ ЗАЩИЩАЕМЫЕ ПОЛОЖЕНИЯ.

1. В фанерозойских подвижных областях постоянно присутствуют массивы (глыбы, тектонические клинья) метаморфических пород, представляющие собой фрагменты кристаллического фундамента прилегающих платформ. Они пассивно участвуют в развитии подвижных областей и поэтому часто сохраняют признаки метаморфических событий, связанных с раннедокембрийскими этапами формирования земной коры.

2. В геологической истории подвижных областей основные метаморфические события происходят не только в условиях тектонического сжатия, но и растяжения литосферы. Процессы доорогенного (рифтового) метаморфизма, связанного с тектоникой растяжения, отражают реакцию литосферных плит на развитие термальных явлений в подлитосферной мантии. Вещественным выражением этих процессов являются комплексы рифтогенных бластомилонитов, отмечающие зоны хрупко-пластичного (пластичного) течения материала нижней - средней коры и литосферной мантии и устанавливаемые во многих раннедокембрийских блоках и габбро-гипербазитовых массивах. В рифтогенно-депрессионных формациях верхней коры синхронно с развитием рифтогенных бластомилонитов проявляется низкотемпературный однородный "метаморфизм погружения" и зональный метаморфизм умеренных и низких давлений, а после разрыва континентальных плит в океанических формациях - однородный зеленокаменный метаморфизм или "метаморфизм океанического дна".

3. Орогенный метаморфизм сопряжен с развитием гранитоидного магматизма и коллизионными процессами, что обусловливает его контрастность и закономерную смену натриевого геохимического фона калиевым. Индикаторными для коллизионных орогенов являются высоко- и сверхвысокобарические комплексы метаморфически пород, а также комплексы гранитоидных бластомилонитов региональных сдвиго-надвиговых зон. Пояса зонального метаморфизма умеренных и низких давлений полихронны, формируются в различных геодинамических обстановках и непосредственно не связаны с фазами тангециального сжатия.

4. Развитие метаморфизма в полном цикле формирования подвижных областей (разрыв континентальных плит - образование океанической структуры - схождение океанических и континентальных плит - орогенез и новообразование континентальной коры) имеет эволюционную направленность и контролируется закономерной сменой геодинамических обстановок.

НАУЧНАЯ НОВИЗНА.

1. Разработаны основные положения новой концепции континентального рифтового метаморфизма. Впервые в мировой науке показано, что континентальный рифтовый метаморфизм является обязательным и важнейшим элементом в предыстории фанерозойских складчатых областей. Он проявляется не только в верхней, но и в нижней коре и в литосферной мантии, способствует реализации процессов утонения и разрыва континентальных плит, обусловливающих появление океанических бассейнов.

2. Установлено, что дорифейские блоки в складчатых областях сохраняют признаки ранних преобразований, фрагментарно отражающие историю формирования фундамента прилегающих платформ, и более поздних, связанных с его деструкцией. Предложен новый механизм обособления блоков фундамента и включения их в структуру складчатых поясов, основанный на различиях реологических свойств верхней и нижней коры.

2. На примере Урала установлена контрастность термодинамических режимов орогенного метаморфизма, выражающаяся в развитии комплексов повышенных давлений, с отчетливо проявленной сменой натриевого геохимического фона калиевым, и зональных комплексов умеренных и низких давлений, сменяющихся по простиранию метаморфических поясов.

4. Впервые выделены на Урале и охарактеризованы как самостоятельные типы метаморфических комплексов рифтогенные и орогенные бластомилониты. Комплексы рифтогенных бластомилонитов отождествлены с продуктами хрупко-пластичного течения материала нижней коры и литосферной мантии при эндогенном утонении и раздвижении плит. Орогенные гранитоидные бластомилониты контролируют региональные сдвиго-надвиговые структуры, формирующиеся на завершающих стадиях коллизионного процесса и фиксирующие растяжение орогенных поясов по простиранию. На основе детальных микрозондовых исследований выявлены некоторые новые особенности развития метаморфических реакций при хрупко-пластичной деформации и, в частности, возрастание давления до 10-13 кбар в рекристаллизованном матриксе гранитоидных бластомилонитов.

5. Предложена новая типизация мигматитов метаморфических комплексов Урала, обосновывающая преимущественно инъекционную природу мигматитов орогенных комплексов, что свидетельствует об относительно невысокой эрозии этого герцинского сооружения и невскрытости уровней генерации гранитоидных р^йлавов.

6. Огромный объем оригинальных аналитических данных по составам сосуществующих минералов впервые для большинства типовых метаморфических комплексов Урала позволил обосновать фациальные условия их метаморфизма и дать количественные оценки РТ-параметров.

7. На основе анализа высокоточных внутренних минеральных ЯЬ/Бг и Бш/Ыс! изохрон удалось установить возраст проградной кристаллизации эклогитов максютовского комплекса на Южном Урале (375±2 млн. лет) и марункеуского комплекса на Полярном Урале (355±1,4 млн. лет). Изохронные датировки отмечают время активности (поступления) свободного флюида, отсутствие или дефицит которого создает кинетические барьеры для реакций эклогитизации и обусловливает сохранность реликтовых парагенезисов и изотопных отношений. Фишн-трековые возрасты цирконов и апатитов, перекрывающиеся в области около 250 млн. лет, показывают, что постметаморфическое верхнекоровое охлаждение (эксгумация) эклогитовых комплексов происходило в начале мезозоя и было одновременным на Южном и Полярном Урале.

8. Участие в разработке общей модели развития линейных складчатых поясов на материках (1уапоу, Иашп, 1986) позволило создать тектоническую основу новой концепции развития метаморфических событий в полном крупном цикле формирования фанерозойских подвижных областей.

ПРАКТИЧЕСКАЯ ЗНАЧИМОСТЬ РАБОТЫ. Рекострукция последовательности метаморфических событий в истории фанерозойских складчатых областей затрагивает фундаментальные основы геологических знаний и может способствовать совершенствованию металлогенических исследований. Так, обоснование обязательности проявления континентального рифтового метаморфизма в предыстории складчатых областей не только указывает на возможность обнаружения метаморфогенных месторождений, связанных с этими событиями, но и в целом позволяет дать более широкий прогноз на обнаружение месторождений рифтогенного класса. В такой трактовке обширная область к западу от Главного уральского надвига перспективна для постановки поисковых работ на полезные ископаемые, которые до последнего времени считались не типичными для Урала. Выявляются новые закономерности в локализации метаморфогенных месторождений, связанных с орогенным метаморфизмом. Приуроченность месторождений гранулированного кварца к эклогит-сланцевым комплексам (Кыштымская группа) и связь с калиевыми гранитоидными бластомилонитами редкометально-редкоземельной камнесамоцветной минерализации открывают новые перспективы поисков и подчеркивают важность выделения бластомилонитов и для металлогенического анализа. В практических целях могут быть использованы и результаты метаморфического картирования, намечающие конкретные площади с повышенными концентрациями полезных метаморфических минералов, например, ставролита, который может быть успешно использован в качестве заменителя традиционных флюсов в металлургическом производстве.

АПРОБАЦИЯ РАБОТЫ. Основные результаты исследований докладывались и обсуждались на 27-й (Москва, 1984) и 28-й (Вашингтон, 1989) сессиях МГК, III и IV Международных симпозиумах по тектонике литосферных плит (Звенигород, 1987,1993), Международном совещании "Пермская система земного шара" (Пермь, 1991), Международной коференции EUG-10 (Страсбург, 1999), рабочих совещаниях международной программы ЕВРОПРОБА (Потсдам, 1995; Гранада, 1996; Москва, 1998; Мюнхен, 1999; С.-Петербург, 2000), Международной конференции "Закономерности эволюции земной коры" (С.-Петербург, 1996), V-VII Всесоюзных и I, II Всероссийских петрографических совещаниях (Алма-Ата, 1976; Ленинград, 1981; Новосибирск, 1986; Уфа, 1995; Сыктывкар, 2000), II-V Всесоюзных симпозиумах по метаморфизму (Ленинград, 1974; Свердловск, 1977; Апатиты, 1979; Винница, 1982), XII Всесоюзном металлогеническом совещании (Киев, 1990), I и II Всесоюзных совещаниях по металлогении докембрия (Ленинград, 1975; Иркутск, 1981), Совещании "Тектоника и некоторые проблемы металлогении раннего докембрия" (Москва, 1984), I и II Всесоюзных совещаниях "Докембрий в фанерозойских складчатых областях" (Новосибирск, 1980; Фрунзе, 1989), Всесоюзном совещании "Эволюция докембрийской литосферы" (Ленинград, 1991), Всесоюзных совещаниях по литологии и осадочной геологии докембрия (Москва, 1973; Алма-Ата, 1981), II Симпозиуме по проблеме "серых гнейсов" (Ленининград, 1982), Всесоюзных и Всероссийских совещаниях: "Гранитогнейсовые купола" (Иркутск, 1983), "Специфика докембрийского магматизма" (Ленинград, 1972), "Ультраосновные магмы и их металлогения" (Владивосток, 1983), "Тектоника и метаморфизм" (Москва, 1994), "Тектоника осадочных бассейнов Северной Евразии" (Москва, 1995), "Общие проблемы стратиграфии и геологической истории рифея Северной Евразии" (Екатеринбург, 1995), "Тектоника и геодинамика: общие и региональные аспекты" (Москва, 1998), "Докембрийско-раннепалеозойская история развития Урала" (Миасс, 1980), "Метаморфогенная металлогения Урала" (Миасс, 1988), "Тектоника, геодинамика и металлогения Урало-Тяньшанской складчатой системы (Свердловск, 1989), XII сессии Комиссии по определению абсолютного возраста геологических формаций (Москва, 1971), III-V Уральских (Свердловск, 1974,1981,1986) и II Казахстанском (Балхаш, 1974) петрографических совещаниях, многих региональных совещаниях по Уралу (Уфа, 1972; Актюбинск, 1974; Свердловск, 1984,1987; Миасс, 1990) и кристаллическому фундаменту ВосточноЕвропейской платформы (Минск, 1976; Киев, 1978,1979; Петрозаводск, 1978). По теме диссертации опубликована одна коллективная монография ("Формирование земной коры Урала", 1986) и более 160 статей и тезисов, в том числе и в международных изданиях. Часть материалов изложена в рукописных отчетах по завершенным темам.

ОБЪЕМ РАБОТЫ. Диссертация состоит из введения, заключения и 14 глав, объединенных в 4 части. Она включает 393 стр. текста с 34 таблицами, 140 рисунков и список литературы из 929 наименований. Аналитические данные по составам пород и минералов из различных типов метаморфических комплексов выделены в отдельный том "Приложений" объемом 169 стр.

Заключение Диссертация по теме "Петрология, вулканология", Русин, Анатолий Иванович

Результаты исследования северного обрамления Черноборского массива вводят серьезные ограничения в существующие представления о природе метаморфизма всего кочкарского комплекса. Совершенно очевидно, что метаморфизм вмещающих пород не связан ни с внедрением позднепалеозойских гранитных интрузий, ни с развитием гипотетических «гнейсово-мигматитовых» куполов. Интрузии происходили в уже метаморфизованные («осушенные») породы и не вызывали их ороговикования. Воздействие, которое они оказывали на кристаллические сланцы, было зафиксировано в развитии процессов кислотного выщелачивания. Отмечаемая многими исследователями конформность «изограды» фибролитового силлиманита контурам массива, по всей вероятности обусловлена не прогрессивной температурной зональностью, а связана как и в обрамлении Черноборского массива с процессами кислотного выщелачивания. Приведенные данные однозначно свидетельствуют, что максимальные условия метаморфизма достигали высокотемпературной части ставролитовой фации в условиях умеренных Р=5,5-6,5 кбар, характерных для комплексов кианитового типа. К северу температура видимо возрастала до мусковит-силлиманитовой зоны, а давление понижалось до пограничных между Ку-БШ и АпсЛ-БШ типами комплексов. Такие комплексы отнесены А.Хитанен (Ше1апеп, 1967) к типу Айдахо, в котором обычен парагенезис В1+А128Ю5+Сог(1+Ми+(2, а все три полиморфа могут присутствовать совместно либо появляться в различной последовательности. Именно такую картину можно увидеть, основываясь не на альтернативных оценках РТ-параметров метаморфизма, даваемых в цитированных выше работах, а при внимательном анализе фактических данные о минеральных ассоциациях.

Приведенные соображения относятся не только к кочкарскому комплексу, а имеют более общий характер и дают основание для критического рассмотрения некоторых общепринятых представлений. В сознании многих поколений геологов прочно утвердилась мысль о связи регионального (зонального) метаморфизма с синхронным 1ранитообразованием. В основе таких представлений лежали общегеологические соображения о природе эндогенных процессов в орогенных поясах. Возрастание мощности коры вследствие складчатого или коллизионного орогенеза и общий подъем геоизотерм неизбежно должны вызывать развитие метаморфических и ультраметаморфических процессов, завершающихся палингенно-анатектическим гранитообразование в глубинных зонах, изостатическим подъемом земной коры и накоплением моласс. Пространственная совмещенность гранитных и метаморфических поясов в современных срезах коллизионных орогенов рассматривалась как несомненное свидетельство именно такого развития процессов. Однако, практически повсеместное несовпадение термальных структур зональных ореолов (за исключением роговиков) с пространственным положением гранитных плутонов явилось предметом дискуссий, но не изменило отношения к идее о временной сопряженности главной фазы регионального метаморфизма вмещающих толщ с орогенными гранитами.

Важным аргументом в обосновании связи метаморфизма вмещающих комплесов с орогенными гранитами считались мигматиты или инъекционные гнейсы, иногда отмечающиеся в экзоконтактовых ореолах. Специальное исследование мигматитовых комплексов Урала (Русин, 1979) позволило показать, что мигматиты зональных комплексов имеют инъекционный генезис и связаны не с гранитным, а плагиогранитным (тоналит-гранодиоритовым) магматизмом. Главным результатом этого исследования явился вывод о том, что в современном эрозионном срезе Урала уровни генерации гранитных расплавов не вскрыты, а плутонические «водные» граниты являются в большинстве своем перемещенными на более высокие гипсометрические уровни. Дальнейшее изучение зональных комплесов и, в частности, экзоконтактовых зон гранитных массивов подтвердило это заключение и в настоящее время позволяет утверждать, что прогрессивный зональный метаморфизм Урала, как вероятно и других коллизионных орогенов, сопряжен не с главной орогенной фазой гранитообразования, а более ранним (надсубдукционным) этапом.

Сходный вывод, но основывающийся на других соображениях, содержится в работе С.П,Кориковского (1987, с.182): «Орогенно-молассовый этап никогда не сопровождается процессами регионального зонального метаморфизма и мигматизации. Это связано с отсутствием в орогенную стадию флюидно-тепловых потоков. Низкая флюидная активность отражается на всех этапах орогенного цикла, несмотря на большой объем связанного с ним магматизма». Дальнейшее уточнение автора о высокой «сухости» орогениых гранитов, в качестве спорного, на мой взгляд, примера которых приводятся граниты рапакиви, вступает в противоречие с исследованиями уральских петрологов (Д.С.Штейнберга, Г.Б.Ферштатера и др.), убедительно показавших принадлежность позднепалеозойски гранитов («орогенно-молассового этапа») к производным водонасьпценных магм. В свете же современных представлений (Ферпггатер, 2001) можно говорить лишь об относительной «сухости» орогенных («коллизионных») гранитов в сравнении с «надсубдукционными», формирующимися в условиях практически максимального флюидонасьпцения.

Исторически сложилось, что в характеристике регионального зонального метаморфизма Урала преобладали теоретические построения, часто не подкрепленные фактическими материалами. Вся совокупность приведенных выше данных не позволяет подтвердить правомерность различных вариантов «купольных» моделей, обнаружить в минеральных ассоциациях зональных комплексов последовательной смены «плагиогранитного» этапа «гранитным», а также согласиться с представлениями о принадлежности Урала к типу метаморфических поясов дистен-силлиманитового типа. РТ-тренды прогрессивного метаморфизма в сохранившихся фрагментах зональных ореолов (рис. ГУЛ 1-13) показывают одинаковую распространенность комплексов как андалузитового, так и кианитового типов. Изменение режима давления происходит по простиранию метаморфических поясов и составляет не менее 3-3,5 кбар. Объяснить такие колебания только уровнем эрозионного среза или неравномерным подъемом глубинных блоков достаточно сложно. Решение этой проблемы видится в использовании модели гидродинамической зональности земной коры С.Н.Иванова, открывающей новые перспективы для понимания и оценки роли флюидного режима. С высокой степенью достоверности можно утверждать, что максимальные условия метаморфизма в зональных комплексах Урала не достигали гранитного солидуса, что исключает возможности развития в них анатектических процессов. РТ-тренды метаморфизма в дорифейских блоках (IV. 11-14), не позволяют рассматривать их в качестве теплоносителей, обусловливающих зональный метаморфизм в «сланцевых обрамлениях», как это постулировалось моделью «окаймленных куполов», пользующейся на Урале очень высокой популярностью.

Накопленный в настоящее время огромный объем петро- и геохимических данных по составам метаморфических пород зональных комплексов дает основание считать, что исходными для них были океанические и островодужные комплексы и продукты их разрушения. В большинстве своем они характеризуются средней кремнекислотностью, практически не содержат калиевого полевого шпата и по петрохимическим параметрам часто вполне сопоставимы с магматитами андезитоидных формаций. Радиологические данные позволяют связывать зональный метаморфизм этих комплексов с надсубдукционными процессами в раннекаменноугольной активной окраине, возникшей не на докембрийском, а палеозойском островодужном основании (Самыгин, Лейтес, 1986; Пучков, 2000). Интенсивные флюидно-тепловые потоки, обусловленные дегидратацией субдуцируемой океанической коры, обеспечивали сопряженное

600 700 800 900 Рис. IV. 11-13 РТ-тренды прогрессивного метаморфизма зональных комгок&ов (Основа по С.П.Кориковскому, 1979).

1 - границы фаций, 2 - границы субфаций, 3 - гранитный солидус, 4 - РТ-тренды зональных комплексов: Ан - анненский, Кум - кумакский, Су -суундукский, Ел - еланчикский, Ш - шумихинский, Ук - узынкайрактинский, Коч - кочкарский, Ис - истокский.

Рис. IV. 11-14 РТ-тренды метаморфизма в раннедокем-брийских блоках Урала.

4 - дорифейский метаморфизм древних блоков: С -селянкинский, Т - тараташ-ский,. У - уфалейский, А -александровский, М - мугод-жарский, Са - салдинский; 5 - регрессивный метаморфизм в зонах рифтогенных бластомилонитов.

300 400 500 600 700 800 900 развитие зонального метаморфизма и тоналит-гранитоидного магматизма (360-320 млн. лет).

Прекращение субдукции на границе нижнего и среднего карбона и развитие коллизионных процессов привело к нарушению не только термальной структуры формирующегося орогена, но и вызвало интенсивную деформацию зональных метаморфических комплексов. На Урале мы обнаруживает только отдельные фрагменты метаморфических зональностей. Релаксация термальной структуры коллизионного орогена могла происходить в соответствии с моделью (England, Thompson, 1984). Общий подъем геоизотерм продолжался достаточно долго и только к началу перми в глубинных зонах были достигнуты условия благоприятные для развития высокотемпературного метаморфизма и анатектических процессов. Выплавление и интрузии K-Na гранитов продолжались на протяжении всей перми и даже в начале мезозоя (Ферштатер, 2001). Принято считать, что денудация горного сооружения, сопровождавшаяся накоплением пермских моласс, вывела на уровень современного эрозионного среза не только граниты, но и генетически связанные с ними метаморфические породы. Единственным основанием для такой трактовки служат данные статистической обработки К-Аг датировок метаморфических пород и минералов, которые не имеют геологического смысла, т.к. отмечают не метаморфические события, а неконтролируемые потери радиогенного аргона при разновременном открытии изотопных систем. В обрамлении гранитов обнаруживаются метаморфические породы более ранних этапов, в той или иной степени преобразованные постмагматическими флюидами, либо небольшие ореолы контактовых роговиков в теригенно-осадочных толщах, не затронутых процессами надсубдукционного метаморфизма. Такое заключение, не совпадающее с традиционными трактовками, основывается на всей совокупности приведенных выше данных по проявлениям зонального метаморфизма. Объем работы не позволяет остановиться на характеристике других комплексов Центрального и Восточного (Зауральского) метаморфических поясов, но приведенные в Приложениях данные о парагенезисах, составах главных типов пород и минералов портартурского (3.1-7), истокского (3.1-9) и мариновского (3.1-10) комплексов могут служить дополнительным подтверждением главных выводов.

Г л а в а 12. Высоко- и сверхвысокобарический метаморфизм

Высокобарический метаморфизм является одной из наиболее выразительных особенностей уральского орогена. Региональный поясовой характер его проявления и пространственная сопряженность с Главным уральским разломом (надвигом) были намечены уже на Первом уральском петрографическом совещании (Свердловск, 1961). В докладах Ю.Е.Молдаванцева, Б.В.Чеснокова, В.И.Ленных, А.П.Казака, Н.Г.Удовкиной и других, посвященных характеристике проявлений эклогитового и глаукофанового метаморфизма в различных районах Урала, отмечалось их сходство с высокобарическими комплексами других геосинклинальных поясов и высказывалась мысль о вероятной связи этого метаморфизма с многоэтапным базит-гипербазитовым магматизмом. Последующие исследования типовых комплексов на Южном и Полярном Урале, результаты которых были обобщены в ряде монографий (Удовкина, 1971, 1985; Добрецов, 1974; Добрецов и др., 1977; Ленных, 1977; Вализер, Ленных, 1988; Белковский, 1986, 1988) и многочисленных статьях, выявили не только многообразие проявлений эклогитового и глаукофансланцевого метаморфизма, но и создали фактическую основу для включения наиболее изученных уральских комплексов в число эталонных объектов. В трактовках генезиса эклогитов и глаукофановых сланцев, в цитированных и других работах, высказывались различные точки зрения о их возрасте и вероятных механизмах возникновения «сверхвысоких» давлений, характере соотношений высокобарических комплексов с офиолитами, а также ведущей роли при их формировании субдукционных либо обдукционных процессов на границах литосферных плит.

Особенно активным обсуждение проблем эклогит-глаукофансланцевого метаморфизма на Урале стало в последнее десятилетие. Исследования по международным проектам с участием известных иностранных специалистов, использования приборной базы зарубежных стран и, в частности, прецизионных методов радиологического датирования, а также достижения уральских геологов в геодинамических реконструкциях привели к появлению новых моделей, акцентирующих внимание на различных аспектах проблемы высокобарического метаморфизма (Matte et al., 1993; Lennykh et al., 1995; Пучков, 1996, 2000; Austrheim, Rusin, 1996; Dobretsov et al., 1996; Chemenda et al., 1997; К.Иванов и др., 1997; Русин, 1997, 1999; Leech, Ernst, 2000; Маракушев и др., 2000; Glodny et al., 2002, 2003; и др.). Общим для большинства моделей стало признание связи эклогитового и глаукофанового метаморфизма с коллизионными процессами, обусловливающими как глубокое погружение («субдукцию») окраинно-континентальных или аккреционных комплексов, так и быструю их эксгумацию. Однако понимание этих процессов остается очень неадекватным. Различия обнаруживаются не только в трактовках механизмов выведения глубоко погруженных блоков, остающихся во многом гипотетическими, но и в определениях значимости и геологического смысла многочисленных радиологических датировок, оценках формационной принадлежности эклогитовых протолитов и вмещающих их комплексов пород, а также влияния деформационных процессов и флюидного режима на кинетику и термодинамические параметры метаморфических реакций. Практически за рамками большинства моделей остается вопрос о причинах многообразия высокобарических комплексов пород, традиционно подразделяемых на глаукофансланцевые, эклогит-глаукофансланцевые и эклогит-сланцево-гнейсовые. Мне представляется, что эта эмпирическая классификация отражает не только формационные различия высокобарических комплексов, но и содержит в себе геологическую информацию, позволяющую понять генетические причины этих различий

12.1 Глаукофансланцевые комплексы

Глаукофансланцевые комплексы (зоны), не содержащие эклогитов, являются одним из составных элементов общеуральского высокобарического пояса (рис. IV. 12-1). Отдельные сведения об их локализации, строении и минеральных парагенезисах содержатся во многих кратких сообщениях Ю.Е.Молдаванцева, А.П.Казака, Н.П.Старкова, В.И.Ленных, В.В.Бутина, Г.Н. и А.А. Савельевых, В.В.Шалагинова, А.И.Русина, О.В.Никифорова, ПМ.Вализера, Л.А.Карстен Г.А.Петрова и др., а также в обзорных работах (Цобрецов, 1974; Ленных, 1974; Кейльман, Бутин, 1975; Минкин, 1975; Добрецов и др., 1977; Вализер, Ленных, 1988; Пучков, 1987; Кейльман, Золоев, 1989; Геологические типы., 1991; и др.). Практически всеми исследователями отмечалась приуроченность глаукофановых сланцев к линейным зонам повышенных деформаций, простирающимся согласно с Главным уральским надвигом. Указывалось, что субстратом таких зон служили позднедокембрийские и раннепалеозойские осадочные и вулканогенно-осадочные толщи. Во многих обобщающих работах подчеркивались парагенетическая связь глаукофановых сланцев с породами офиолитовой ассоциации и их сходство с глаукофансланцевыми комплексами западного обрамления Тихого океана (Япония, Новая Зеландия и др.). В то же время, получившая широкое признание за рубежом «субдукционная» модель глаукофанового метаморфизма, большинством уральских исследователей была воспринята критически. Пространственное положение и внутреннее строение общеуральского пояса высоких давлений больше согласовалось с представлениями о его связи с обдукционными (коллизионными) процессами. В одной из наиболее известных ранних моделей Н.Л.Добрецова (1974) причины возникновения эклогитовых и глаукофансланцевых комплесов объяснялись сочетанием таких факторов как избыточное давление флюида, обусловленное быстропротекающими реакциями дегидратации в зонах глубокого (7-15 км) погружения спилитизированных (зеленокаменных) толщ и глубинными надвигами. Такая трактовка не потеряла своего значения и в настоящее время, хотя постулировавшаяся в этой и последующих выриантах модели (Добрецов и др., 1977; Добрецов, 1978, 2000; Добрецов, Соболев, 1989) связь глаукофанового метаморфизма с офиолитами или метаофиолитами остается в значительной мере гипотетической.

Проблема соотношения глаукофансланцевого метаморфизма с офиолитами неоднократно обсуждалась на примере Полярного Урала. В этом районе Главный уральский разлом (надвиг) контролируется многими, в т.ч. и крупнейшими на Урале габбро-гипербазитовыми массивами Хадатинского и Войкаро-Сыньинского офиолитовых поясов, к западу от которых размещаются различные типы высокобарических комплексов пород. Вначале предполагалась непосредственная связь метаморфизма этих комплексов с гипербазитовыми интрузиями в зоне глубинного разлома (Модцаванцев, 1963; Молдаванцев, Перфильев, 1963). Обоснование аллохтонной природы офиолитов и совмещенности в отдельных массивах (Войкарском и др.) покровов различной формационной принадлежности привело к появлению новых трактовок (Добрецов, 1974; Добрецов и др., 1977). Н.Л.Добрецовым, в соответствии с л л л Ж »»

Ш"

ЕЗ»

С2> с

Рис. IV. 12-1 Схема размещения глаукофан-сланцевых и эклогитовых комплексов Урала (По Ленных, 1974; Вализер, Ленных, 1988, с некоторыми уточнениями А. И. Русина)

Палеозойские формации (1,2): 1 - терриген-ные, 2 - вулканогенно-осадочные. Метаморфические и магматические комплексы (3-14): 3 -архейские гранулитовые, 4 - дорифейские мигматит-амфиболотовые, 5-7 - рифей-вендские кианит-силлиманитовые (5), зеленосланцевые (6) и андалузит-силлиманитовые (7), 8 -эклогит-сланцево-гнейсовые (цифры в кружках:

I - марункеуский, 2 - неркаюский, 3 . -куртинский), 9 - эклогит-глаукофансланцевые (4 - максютовский), 10 - глаукофансланцевые (5 - район р. Щучья, 6 - зап. контакта харбейского гнейсо-амфиболитового комплекса, 7 - зона меланжа массива Рай-Из, 8 - восточное обрамление Войкаро-Сыньинского массива, 9 -Салатимский пояс, 10 - кваркушский комплекс,

II - эбетинский комплекс), 11 -габбро, 12 -гипербазиты, 13 - Платиноносный пояс, 14 -граниты, 15 - Главный уральский надвиг, 16 -прочие границы. разработанной им барической типизацией офиолитов, . высказана идея о принадлежности Западного метаморфического пояса Полярного Урала к докембрийской метаофиолитовой формации или офиолитам III типа, которые исходно могли представлять собой фундамент глубоководных желобов. К этой формации им были отнесены гранатовые перидотиты и эклогиты марункеуского комплекса, высокобарические метагаббро Западного Войкара и Малыко, а также глаукофановые сланцы и эклогиты района р.Щучья и западного обрамления Войкарского массива. Против такой трактовки возражала Г.Н.Савельева, связывавшая температурную зональность в западном обрамлении гипербазитового ядра Войкарского массива с выведением его в девоне из глубинной зоны в верхнюю кору.

Значительный вклад в понимание природы исходных пород и последовательности метаморфических преобразований Западного Войкара внесли исследования А.А.Ефимова с сотрудниками (Ефимов, Рябкова, 1979; Ефимов, 1984; Ефимов, Потапова, 1988, 1992; Потапова, 1990; и др.). Они обнаружили свидетельства сходства породных ассоциаций этой зоны и их химизма с массивами Платиноносного пояса, но принципиально иную историю метаморфизма, в которой четко обособляются ранний этап высокобарического гранулитового метаморфизма в условиях хрупко-пластической деформации и более поздний, так же высокобарический этап «водного» амфиболитового метаморфизма. Нами эти этапы были отождествлены с рифтовым растяжением глубоких зон континентальной литосферы, и коллизионными событиями, вызвавшими выведение глубинного блока в нижнюю кору и его гидратацию (Иванов, Русин, 1997). Пространственное положение и фациальные особенности глаукофансланцевых зон, закартированных во вмещающих толщах палеоконтинентальной окраины (Ленных и др., 1979), показывает, что они сформировались после этапа высокобарического амфиболитового метаморфизма, а не являются составным элементом температурной зональности, как это предполагалось Ю.Е.Молдаванцевым, Г.Н.Савельевой и другими. Такая трактовка подтверждается и заключением А.А.Ефимова о том, что Западный и Восточный блоки Войкарского массива были совмещены до «эпохи водного амфиболитового метаморфизма».

Наиболее полная информация, суммирующая результаты исследований глаукофансланцевого метаморфизма в более северном Хадатинском поясе Полярного Урала, содержится в работе (Вализер, Ленных, 1988). Глаукофансланцевый метаморфизм здесь, как и в западном обрамлении Войкара, не имеет регионального распространения, а проявляется в узких линейных зонах, которые обнаруживаются как в экзоконтактах гипербазитовых массивов (Суум-Кеу, Рай-Из), так и в обрамлениях Харбейского гнейсово-амфиболитового и Марункеуского эклогит-гнейсового блоков. Вмещающими породами глаукофансланцевых зон являются метатерригенно-осадочные и вулканогенные толщи няровейской свиты рифея.

На схеме геологического строения района хребтов Марун-Кеу и Суум-Кеу (рис. IV. 12-2) отражена общая покровно-чешуйчатая структура, представленная пакетом тектонических пластин, разделенных зонами бластомилонитов. Проявления

1 v yj 1 (г~7J])2

ES3 'EZ3* Ш'ИЭ*

И5 ЕЕ'7

Г771 i ПП/g и г О ' ЕЁ! го ГпгП Я □□ 22

EU® И»

Рис. IV. 12-2 Схема геологического строения района марункеуского комплекса и гипербазитового массива Суум-Кеу (Вализер, Ленных, 1988,с.62)

1 - метабазальты и графитистые кварциты (ордовик?); 2 - няровейская свита (рифей): метааркозы, метаграувакки, графитистые кварциты, зеленые сланцы; 3-5 - гердизский комплекс (рифей): 3 - графитистые кварциты с глаукофаном, амфиболиты, 4 - эклогиты глаукофанизированные, 5 метагипербазиты; 6-9 - марункеуский комплекс (дорифей?): 6 - амфиболиты, метагранитоиды, Mu-Q сланцы с Amf, 7 - эклогиты первой генерации, амфиболиты, Amf гнейсы, 8 - зоны амфиболитовых бластомилонитов с эклогитами второй генерации, 9 - зона Ку бластомилонитов с эклогитами третьей генерации; 10-14 - габбро-гипербазитовый комплекс: 10 - гарцбургиты, лерцолиты, дуниты, 11 - метаморфизованные породы полосчатого комплекса, 12 - габбро-грану литы, 13 - Gr-Zo амфиболиты, 14 - бластомилониты Gr-Zo-Am.f; 15-16 - зоны глаукофанового метаморфизма: 15 - Gr-Gl, 16 - Ep-Gl, 17 -зеленосланцевые диафториты; 18-23 - амфиболы: 18- Ваг, 19 - Gl, 20 - Cros, 21 - FeCros, 22 - MgRib, 23 - Wn-Akt; 24 - надвиги.

P. Ktfap S/0."

Гс| Г~Р f у * / ' / ' ПйЗН Рис- IV. 12-3 Зависимость содержания глаукофанового компонента (AlVI/(AlVI+Fe3+) в глау-кофан-рибекитах от РТ-условий образования (Вализер, Ленных, 1988)

Типы комплексов (зон): 1 -эклогит-глаукофансланцевые, 2 -гранат глаукофановые, 3 - эпидот-глаукофановые, 4 - рибекитовые. глаукофансланцевого и зеленосланцевого метаморфизма приурочены к зонам контактов крупных надвигов либо более локальным зонам сдвиговых деформаций. Наибольшая концентрация таких зон наблюдается в северной части Марункеуского блока, в районе р. Щучья. На основе анализа парагенезисов В.И.Ленных и П.М.Вализер (1988) выделяют здесь пять зон: рибекитовую, эпидот-глаукофан-кросситовую, эпидот-кросситовую (глаукофановую), эклогит-глаукофановую (гердизский комплекс) и гранат-эпидот-глаукофановых сланцев, показывающих возрастание температуры с запада на восток. Такой вывод основывается на положительной корреляции содержания глаукофанового компонента в Ыа и Ыа-Са амфиболах от РТ-параметров их образования (рис. IV. 12-3). Предполагается, что это инвертированная зональность, обусловленная надвиганием горячей гипербазитовой пластины, хотя более корректной будет трактовка понижения температуры метаморфизма при удалении от Главного надвига, фиксируемого массивом Суум-Кеу. Принципиальное сходство можно увидеть и в западном обрамлении Войкарского массива (Ленных и др., 1979), где наиболее приближенная к Главному надвигу Восточная зона представлена гранат-глаукофановыми и глаукофановыми сланцами, а Западная, удаленная на 12-13 км от контакта с гипербазитами и отделенная от Восточной зоны выходами слабоизмененных пород ордовика, - эпидот-глаукофановыми и зелеными сланцами.

Еще большая пространственная разобщенность глаукофансланцевых комплексов (зон) наблюдается на Северном Урале (Русин, Никифоров, 1991). Восточная зона здесь сопряжена с Салатимским гипербазитовым поясом, а Западная -удалена на 30 км в район Кваркушского поднятия. В Салатимском поясе крупные массивы гипербазитов отсутствуют и трассируется он небольшими разрозненными дунит-гарцбургитовыми телами и зонами серпентинитового меланжа. Первые сведения о проявлении глаукофанового метаморфизма в южной части пояса, на широте горы Кумба, были приведены в статье В.В.Шалагинова (1975). Показана приуроченность этого метаморфизма к субмеридиональной зоне шириной от 2 до 4 км, располагающейся к западу от Салатимского разлома, и высказано представление о дислокационной его природе, многоэтапности проявления и наложении на зеленосланцевые вулканогенные и терригенные породы досреднеордовикского возраста. Разрезы глаукофановой толщи, местами отделенные от серпентинитов пачкой углисто-кварцитовых сланцев, характеризуются частым чередованием интенсивно рассланцованных пород с грубоплитчатыми и массивными, представляющими собой будины различного размера (до 0,5x2 км). Щелочные амфиболы появляются в основном в периферических частях таких тел и сланцах, хотя обнаруживаются иногда и в центральных частях будин. Сделано заключение о зависимости составов Ыа-амфиболов от субстрата. Кросситы развиваются преимущественно в метабазитах, кроссит-глаукофаны - в метаграувакках, а редкие глаукофаны - в кремнекислых прослоях метапесчаников и метапелитов, причем все разновидности амфиболов появляются только в породах с железистостью более 60%. В ассоциациях со щелочными амфиболами отмечены эпидот, альбит, актинолит, стильпномелан и кварц.

В образцах метабазитов из этого района, предоставленных нам О.МЯковлевой, микрозондовым анализом были установлены Са-кросситы и винчиты (Русин, Никифоров, 1991). Имеется указание В.В.Шалагинова (1975, с. 17) об образовании «эклогитоподобных пород по серпентинитам и базитам». Более вероятно, что к этим образованиям им были отнесены родингиты, присутствующие в серпентинитовом меланже в виде включений.

В метабазитовых включениях серпентинитового меланжа к северу от описанного района Г.А.Петровым (1992), наряду с родингитами, было отмечено присутствие жадеита, лавсонита и глаукофана (кроссита) в ассоциациях с альбитом, эпидотом, актинолитом, стильпномеланом, пренитом и пумпеллиитом. Высказано предположение, что это наиболее низкотемпературные парагенезисы метаморфической зональности. К западу они сменяются Stp-Win-Cros, Stp-Win и Stp-Akt, а к востоку - Ер-G1 ассоциациями, иногда со стильпномеланом. Парагенезисы со щелочными амфиболами развиваются в зонах повышенных деформаций, мощностью от 3-10, реже 50-100 м, среди ордовикских терригенных и вулканогенно-осадочных толщ, относящихся к окраинно-континентальным и эпиокеаническим (?) формациям. Последние сопоставляются с лагортинским комплексом Полярного Урала, где он представлен толщей переслаивающихся метабазитов, туфоконгломератов, туфопесчаников и фтанитов, испытавших прогрессивный метаморфизм фации зеленых сланцев (Ленных и др., 1979). Метагипербазиты Салатимского пояса, по мнению Г.А.Петрова (1992), не оказывают влияние на размещение глаукофансланцевых зон, восточная граница которых проводится по Западно-Кумбинскому разлому, вблизи Чистопского массива.

Ключевое значение для понимания природы глаукофансланцевого метаморфизма могут иметь данные по Кваркушскому поднятию. Здесь мы имеем чистый случай проявления глаукофанового метаморфизма в сиалической коре, вне всякой связи с породами офиолитовой ассоциации. Информация о результатах наших исследований метаморфизма пород Кваркушского поднятия была представлена во многих публикациях (Русин и др.,1989; Русин, Никифоров, 1990, 1991; Никифоров и др., 1992; Русин, 1994-2000; Иванов, Русин, 1997; Бахтин и др., 1997), но осталась практически не замеченной. В то же время можно утверждать, что это один из наиболее изученных и представительных объектов глаукофансланцевого метаморфизма на Урале. На Карте метаморфизма (рис. III.7-15), составленной на основе огромного объема аналитических данных (см. приложения 2.1-4 и 3.2-1.1), отчетливо выражено наложение субмеридиональных глаукофансланцевых зон на ранее метаморфизованные и деформированные позднедокембрийские терригенно-осадочные толщи.

Представительные данные об условиях раннего метаморфизма приведены выше (Гл.7.4) и здесь можно напомнить, что он характеризовался пониженными давлениями в температурном интервале фации зеленых сланцев, возможно включая зону граната, и был связан с процессами континентального рифтогенеза. Время проявления этого метаморфизма по данным K-Ar датирования белых слюд составляет 500-550 млн. лет, а

Rb-Sr минеральной изохроне - 536 млн лет. Представительные данные о возрасте глаукофанового метаморфизма отсутствуют. Проведенное Б.А.Калегановым К-Аг датирование биотитов, встречающихся только в глаукофансланцевых зонах, показало значения около 400 млн. лет. Геологический смысл этой датировки, совпадающей с многочисленными определениями возраста слюд этим методом в зоне Главного уральского надвига, остается неясным. Наиболее ранние свидетельства проявления коллизионных процессов на Урале относятся к границе среднего и верхнего девона, а в раннем девоне западная континентальная окраина была пассивной (Пучков, 2000) и, вероятно, испытывала растяжение, на что указывает внедрение роев долеритовых даек, возраст которых на плато Кваркуш по данным Sm-Nd метода составляет 391±35 млн лег (J.Glodny, 2000).

Петрографическое изучение глаукофансланцевых зон Кваркушского поднятия показало, что наряду с качественным сходством минеральных парагенезисов с породами зонального комплекса устанавливаются и ясные различия, заключающиеся в том, что только в этих зонах обнаруживается появление буро-зеленого биотита, граната, а также Na и Na-Ca амфиболов. Глаукофансланцевые зоны выделяются повышенной степенью деформации и рассланцевания пород, но заметных изменений в их валовом составе не наблюдается. В то же время отмечается сопряженное изменение составов главных породообразующих минералов в однотипных с зональным комплексом парагенезисах (прилож. 2.1-4 и 3.2-1.1). Уменьшается содержание четверного глинозема в белых слюдах и шестерного глинозема в хлоритах (рис. III.7-18). Белые слюды приобретают состав высококремнистых фенгитов - феррифенгитов (814+=3.41-3.56ф.е., Phn=25-51%, Prg=l-7%). В хлоритах, характеризующихся широким интервалом общей железистости (от 23 до 73%), в среднем в 1,5 раза увеличивается степень окисленности железа и происходит обогащение Fe2+ бруситовых слоев (Никифоров и др., 1991). В минералах группы эпидота содержание пистацита в целом уменьшается и составляет от 11-13 до 19-30%. Часто в породах отмечается повышенное содержание сфена, образующего хорошо ограненные кристаллы и неправильной формы выделения, иногда замещающие зерна ильменита. Наиболее высокие концентрации А1гОз=0.87-1.22% обнаружены в сфенах из метапелитов, а в богатых СаО породах содержание глинозема составляет 0,47-0,76%.

Развитие в глаукофансланцевых зонах Кваркушского поднятия парагенезисов с биотитом и (или) гранатом является еще одним подтверждением изменения термодинамических условий метаморфизма. Кристаллизация биотита в породах с неблагоприятным валовым отношением Al/(Mg,Fe), допускающим существование в зональном комплексе только альтернативных парагенезисов (Mu-Phn+Mt,Hem; Um+Chl+Mu-Phn), становится возможной при повышеных давлениях. Микрозондовые анализы показывают, что возникающие в таких условиях биотиты относятся к малоглиноземистым флогопит-аннитовым разновидностям (East= 13-30%) с пониженной общей железистостью (35-50%). Реакционные взаимоотношения их с другими слюдистыми минералами не наблюдались. Возможно, что образование биотитов было связано с разложением стильпномелана ^р+Ми-РИп^ЕК+СМ+р+НгО), который широко распространен в зональном комплексе - Р=61%; А1/(А1+Ре+]У^)=15-16%; Ре/(А1+Ре+М^)=51-52%. Стильпномеланы с такими характеристиками в глаукофансланцевых зонах не обнаружены. Здесь распространены поздние стильпномеланы, представленные сноповидными и призматическими кристаллами, секущими сланцеватость и характеризующиеся иными соотношениями элементов -Р=82-84%; А1/(А1+Ре+М§)=18-19; Ре/(А1+Ре+М§)=66-69%. Гранаты были установлены в породах с повышенной общей железистостью (до 70%). Они образуют идиоморфные кристаллы размером до нескольких миллиметров, по трещинам частично замещающиеся хлоритом. Общая железистость их изменяется от 90 до 99%. Содержание пиропа составляет 0,9-5,9%, альмандина - 56,9-64%, спессартина - 1-13% и Са-компонента - 29-35%. Иногда рассчитывается заметное присутствие скиагитового минала, но чаще в составе Са-компонента явно преобладает гроссуляр. Во многих шлифах отмечалось развитие очень мелких кристаллов граната в ассоциации с клиноцоизитом, практически полностью замещающих зерна реликтового плагиоклаза. Микрозондовый анализ таких гранатов (прилож. 3.2-1.1ц, обр. Н68-16) показывает в них наличие прогрессивной зональности (Р=96,4-»96%; Руг=2,4->2,8%; А1ш=65->53%; 8рез-5,1->2%; Са-к=28->32%), в то время как в более крупных зернах четких закономерностей в характере зональностей не обнаруживается.

Натриевые и натриево-кальциевые амфиболы присутствуют во всех типах пород глаукофансланцевых зон, но содержание их изменяется в очень широких пределах. В метабазитах (диабазовых порфиритах) они часто являются преобладающими минералами, образующими короткопризматические с бахромчатыми концами псевдоморфозы по деформированным зернам актинолита либо самостоятельные призматические и игольчатые кристаллы, ориентированные согласно со сланцеватостью. Такие породы, пользующиеся подчиненным развитием, имеют отчетливо выраженную голубую окраску, позволяющую, даже в случае интенсивного наложения на них зеленосланцевого диафтореза, отличать их от зеленых сланцев и метадиабазов, не испытавших голубосланцевого метаморфизма. В преобладающих на Кваркуше кварцитах и кварц-слюдяных сланцах содержание щелочных амфиболов обычно не превышает первых процентов. Часто они обнаруживаются только в виде мельчайших игольчатых включений в порфиробластах альбита, поэтому картирование глаукофансланцевых зон сопровождалось обязательным просмотром большого количества петрографических шлифов. В результате удалось установить, что глаукофановый метаморфизм на Кваркушском поднятии проявлялся не регионально, как это предполагалось предшествующими исследователями (Старков, 1963; Минкин, Яковлева, 1974), а лишь в узких (до 200 м) субмеридиональных линейных зонах: Восточной - обнажающейся в верховьях левых притоков р.Улс (ручьи Нижняя и Верхняя Петелиха, реки Широкая и Крестовка); Центральной - протягивающейся на 40 км в центральной части Кваркушского поднятия, от северного его замыкания в районе р.Улс до верховий р.Молмыс; Западной - обнажающейся на западном склоне поднятия

50 100

Ca/(Ca+Na+K),aT.%

Рис. IV.12-4 Соотношение железистости и Са-компонента в амфиболах глаукофансланцевых зон кваркушского (кружки) и салатимского (квадраты) коплексов (Основа по Н.Л.Добрецову и др., 1971г.)

Западная (1), Центральная (2) и Восточная (3) зоны плато Кваркуш.

NaM,

• 1

02

Sierra

Т,»с

A1IV

Рис. IV. 12-5 Соотношение NaM4 и AI™ в амфиболах кваркушского (1) и салатимского (2) комплексов (Основа - Brown, 1977; Дук, 1982). в верховьях рек Цепел и Сев.Язьва (рис. Ш.7-15).

Общей особенностью глаукофансланцевых зон является постоянное присутствие в них полиамфиболовых парагенезисов, представленных различными генерациями Ыа, Ыа-Са и Са амфиболов (рис.1У.12-4). Натриевые амфиболы относятся к промежуточным членам глаукофан-рибекитового ряда и представлены кросситами и кальциевыми кросситами, расчетные содержания глаукофанового компонента в которых обычно не превышают 70%. К группе натриево-кальциевых могут быть отнесены барруазиты, натриевые винчиты и винчиты, а кальциевых новообразованные винчит-актинолиты и актинолиты, а также относительно редко встречающиеся реликтовые маложелезистые (Р=24-27%) эдениты (обр.Н68-2а) и более распространенные актинолиты (Р=23-36%), характеризующиеся наиболее низкими содержаниями глинозема и окиси натрия. Следует отметить, что подразделение актинолитов на реликтовые и новообразованные основывается на петрографических наблюдениях, но резких границ в их химизме не обнаруживается. Сложно установить и общие закономерности в появлении тех или иных генераций амфиболов, так как петрографические наблюдения и микрозондовые исследования часто обнаруживают противоположные тенденции. В Восточной зоне (прилож. 3.2-1.1в) полиамфиболовые парагенезисы с различными взаимозамещениями наиболее полно представлены в метабазитах (Ак1зо-»Ак1з8+\У!пз2; Ак147.57-»\Ут7о; \Утб7-»Сго871.74; Сгоз74—>Ваг82 +Ак18б—>Ваг79+\\^П74.7б; Сго88з+Ка\У1п72). Менее железистые натриевые амфиболы (Сгоз49-5з) были обнаружены в слюдистых кварцитах. Проанализированные игольчатые выделения амфиболов в порфиробластах альбита (обр. Р981) имеют состав винчита (Р=32) и актинолита (Р=24). В Центральной зоне (прилож. 3.2-1.1ц), где метабазиты имеют резко подчиненное распространение, амфиболы в них характеризуются пониженной железистостью (Ш)24-27+Ак1:27-з2; Сгоэд!—>Сгозз7; Сгоз47+Ак1ззз6; \Ут34+Ак12з; Ак^мз). В метапелитах бьши проанализированы только Ак^смо, но присутствие в них щелочных амфиболов, плеохроирующих в фиолетовых и синих тонах, устанавливается достаточно определенно. В Западной зоне (прилож. 3.2-1.1з) коренные выходы встречаются сравнительно редко, однако ее пространственное положение устанавливается достаточно точно по распространению аллювия в водотоках на западном склоне плато Кваркуш. На мокрой поверхности валунов очень четко проявляются различия в окраске голубых и зеленых сланцев. Полиамфиболовые парагенезисы голубых сланцев (Сго8б1+СаСго8бо+\Ут47.55; АИз2-з4—»\Ут47; Сго848->\У!п47; Сго851-52-»Акио; NaWin54->Wiп47->Aktз9->Aktзз) имеют принципиальное сходство с другими зонами и наиболее близки Салатимской глаукофансланцевой зоне (рис.1У.12-4). Парагенезисы с биотитом и (или) гранатом в Западной зоне мною не встречены.

Приведенные полиамфиболовые парагенезисы глаукофансланцевых зон Кваркушского поднятия показывают часто противоположные тенденции в последовательностях появления тех или иных генераций Ыа, №-Са и Са амфиболов, что можно связать с резкими изменениями условий кристаллизации в очень ограниченных объемах. Такой вывод накладывает определенные ограничения в существующие модели формирования глаукофансланцевых зон. Выделение в них температурной зональности, основывающиеся на петрографическом подразделении амфиболов (Шалагинов, 1974; Петров, 1992) либо данных химического анализа мономинеральных фракций (Вализер, Ленных, 1988), нельзя считать корректным. Спорным является и заключение (Дук, 1982) о многоэтапное™ глаукофан-зеленосланцевого метаморфизма, в которой те или иные амфиболы фиксируют многоступенчатые равновесия в последовательно меняющихся РТ-условиях. Определенные различными методами температуры формирования Кваркушских зон укладываются в узком интервале - 350-450°С, в то время как давления характеризуются значениями от 2 до 8 кбар (рис. IV. 12-5). По содержанию NaMj в амфиболах (Brown, 1977) кристаллизация кросситов происходила при давлениях 7-8 кбар, винчитов - 5-6 кбар, а актинолитов - 2-4 кбар. Сходные оценки получаются по геобарометру (Maruyama et al., 1986), связывающему давление с содержанием AI2O3 в натриевых амфиболах. Если руководствоваться этим параметром, то масимальные давления в Западной и Восточной зонах должны были составлять около 7 кбар, а в Центральной -не более 6 кбар. Однако, многообразие амфиболовых взаимозамещений, часто наблюдаемых в пределах одного образца, однозначно свидетельствует, что максимальные давления нельзя отождествлять с пиком метаморфизма в деформационных зонах. Более вероятно, что они фиксируют кратковременные локальные равновесия на путях миграции высокобарического флюида. Проблема кинетики метаморфических реакций и их соотношения с особенностями флюидного режима в глаукофансланцевых зонах является одной из наиболее дискуссионных и требует дальнейшего более углубленного изучения.

Глаукофансланцевые зоны на Южном Урале известны в Орь-Илекском и Зауральском поднятиях. В Эбетинской зоне Орь-Илекского поднятия, располагающейся к востоку от Кемпирсайского и Хабарнинского гипербазитовых массивов, присутствие глаукофана отмечалось в рассланцованных и милонитизированных порфироидах, туфопесчаниках и метадиабазах лушниковской свиты (Абдулин и др., 1977). Предполагалось, что породы с глаукофаном являются промежуточным звеном метаморфической зональности позднедокембрийских (?) толщ, совпадающей со стратиграфией. Позже было установлены, что натриевые амфиболы Эбетинской зоны относятся к рибекитам и магнезиорибекитам, а их распостранение контролируется зонами рассланцевания мощностью от 10 до 70 м, простирающимися в северо-западном направлении (Вализер, Ленных, 1988). Удаленность рибекитовых зон от гипербазитовых массивов послужила основание для выводов о их связи с надвигами внутри сиалического блока, глаукофансланцевый метаморфизм в котором характеризовался наиболее низкими значениями Т=300°С и Р=4 кбар. Краткая информация о проявлениях глаукофансланцевого метаморфизма в Зауральской зоне была приведена в статье (Казак и др., 1989). В ней сообщалось о находках натриевых амфиболов в вулканогенно-осадочных толщах городищенской свиты, что обосновывалось несколькими химическими анализами Са-кросситов и магнезиорибекитов. К.С.Иванов и Л.А.Карстен (1993г.) высказали сомнение в существовании такой свиты, в которую по их мнению включаются различные зоны дислокационного метаморфизма. В одной из таких субмеридиональных зон, обнажающейся в долине р.Аят в 2 км восточнее пос. Николаевка, ими были обнаружены серицит-альбит-эпидотовые сланцы, содержащие порфиробласты амфиболов, плеохроирующих в синих и фиолетовых тонах. Центральные части порфиробластов с пойкилитовыми включениями эпидота оказались близки по составу к барруазиту, а краевые - магнезиорибекиту. МА.Косаревым и др. (Глубинное., 2001) сообщалось о находках кроссита в метабазальтах Увельской антиклинали, что с учетом цитированных выше работ послужило основанием для предположения о существовании в Зауралье протяженного пояса метаморфизма повышенных давлений, сопряженного с Троицко-Джетыгаринским разломом. Такое обобщение представляется преждевременным и требует более обстоятельного изучения, так как отмеченные проявления натриевых амфиболов могут быть связаны не с высокобарическим метаморфизмом, а с метасоматическими преобразованиями пород в локальных зонах.

В большинстве обзорных работ, посвященных проявлениям высокобарического метаморфизма на Урале, вопрос о глаукофансланцевых зонах специально не рассматривается, а формирование их, как и эклогитсодержащих комплексов, продолжает трактоваться в рамках традиционных моделей. При этом сохраняются представления о наложении глаукофанового метаморфизма на офиолитовые разрезы или его связи с офиолитовыми аллохтонами, хотя фактические данные показывают, что развитие всех глаукофансланцевых зон на Урале происходило не только вблизи, но и на значительном удалении от Главной уральской сутуры в позднедокембрийских и (или) раннепалеозойских рифтогенных и окраинно-континентальных толщах. Глаукофановые сланцы повсеместно локализованы в относительно узких и протяженных зонах, которые могут интерпретироваться как поверхности надвиговых структур в сиалической коре. Формирование надвигов должно было происходить после закрытия океанического бассейна при столкновении пассивной окраины с островодужными сооружениями.

Строение глаукофансланцевых зон свидетельствует о том, что развитие их было связано с высокими скоростями деформации в условиях быстро изменяющихся термодинамических параметров. Отсутствие в уральских безэклогитовых комплексах ассоциации жадеита с кварцем, редкая встречаемость глаукофана и барруазита (Вализер, Ленных, 1988) и преобладание в большинстве зон кросситов, рибекитов, винчитов и актинолитов свидетельствуют о низкопараметрических режимах метаморфизма (Т=300-450°С и Р=2-8 кбар). Различные реакционные соотношения Иа, Ыа-Са и Са амфиболов в полиамфиболовых парагенезисах, указывающие на контрастные изменения давления в ограниченных объемах, можно обяснить только пульсационным поступлением высоконапорного флюида. Такой механизм в настоящее время оспаривается большинством исследователей. Вместе с тем, экспериментальные исследование допускают возможность возникновения избыточного порового давления в надвиговых зонах при наличии перекрывающих слоев низкой проницаемости, ограничивающих скорости вертикального течения флюида в осадочных толщах (Smith, Wiltschko, 1996). Естественно предположить, что в покровно-чешуйчатой структуре палеоконтинентальной окраины непроницаемые для флюидов перекрытия могли быть связаны с динамикой ее формирования. Заключения о решающей роли офиолитовых аллохтонов являются дискуссионными, так как продукты их денудации на западном склоне Урала достоверно не установлены. К тому же, приуроченность глаукофановых сланцев к узким параллельным зонам, часто удаленным на значительные расстояния друг от друга, а иногда и разделенных слабометаморфизованными толщами, практически исключает возможность генетической связи их с «горячими» надвигами офиолитов.

Глаукофановый метаморфизм проявлялся только в тех надвиговых зонах, которые имели глубинные корни, сообщающиеся с литостатической зоной островодужной земной коры, из которой только и могли поступать высокотемпературные и высоконапорные флюиды, способные обеспечить геохимическую специфику этого метаморфизма. Ограничения в миграции флюидов, приводящие к автоклавному эффекту и возникновению градиентов флюидного давления, видимо были связаны с особенностями деформационных процессов в надвиговых зонах. Прекращение поступления в них глубинных флюидов из литостатической зоны, связанное с востановлением непроницаемой барьерной переходной зоны коры (Иванов, 1970 и др.), должно было вести к осушению за счет реакций гидратации (зеленосланцевого диафтореза) и удаления свободного флюида. Такой сценарий представляется более реальным, нежели распространенные представления о глубокой субдукции глаукофансланцевых комплексов и последующей их быстрой эксгумации.

12.2 Эклогит-глаукофансланцевые комплексы

К этому типу комплексов относятся максютовский, парусшорский и гердизский, развитые, соответственно, на Южном, Приполярном и Полярном Урале (рис IV. 12-1,2). Обобщенная информация об относительно слабо изученных парусшорском и гердизском комплексах приведена в работе (Вализер, Ленных, 1988). Максютовский комплекс пользуется мировой известностью как один из типовых объектов эклогит-глаукофансланцевого метаморфизма.

Максютовский комплекс был выделен Д.В.Ожигановым (1955г.) при геологическом изучении метаморфических толщ хр. Уралтау, но широкую известность ему принесли специальные исследования эклогитов и вмещающих их глаукофановых сланцев (Чесноков, Попов, 1965; Ленных, 1968, 1977; Добрецов, 1974 и др.). В последующие годы, кроме названных исследователей, в изучении и обсуждении различных аспектов геологии максютовского комплекса принимали участие сотрудники многих академических и научно-исследовательских организаций Советского Союза (А.А.Алексеев, В.В.Бутин, П.М.Вализер, С.С.Горохов, Г.Г. Дук,

О.А.Захаров, К.С. и С.Н. Ивановы, А.П.Казак, Л.А.Карстен, Г.А.Кейльман, В.И.Козлов,

A.А.Краснобаев, Г.Г.Лепезин, А.А.Маракушев, Ю.В.Миллер, Н.И.Московченко,

B.Н.Пучков, А.И.Русин, Н.В.Соболев, Н.Г.Удовкина, В.С.Шацкий и др.), а также иностранные специалисты (Н.Аиз^Ьет, Ю.Веапе, К.О.Со1етап, А.СЬетепёа, Н.Р.ЕсЬЙег, Е.Е1с1е, W.G.Eшst, Ю1ос1пу, Я.Не^е!, М.Ь.ЬеесЬ, .Ш.Глои, Н.Ма1ш1а, РИ-Майе, 11Х.Котег, R.Zhang и др.). В многочисленных публикациях, посвященных максютовскому комплексу, можно проследить развитие взлядов не только на природу этого уникального геологического объекта, но и в целом на проблему эклогит-глаукофансланцевого метаморфизма орогенных поясов.

Породы максютовского комплекса слагают сложно построенный тектонический блок (пластину) шириной 12-16 км и протяженностью около 200 км. На востоке он ограничивается зоной серпентинитового меланжа Главного уральского надвига, а на западе - Янтышевско-Юлукским разломом, отделяющим его от зеленосланцевого суванякского комплекса. Предлагавшиеся в различные годы схемы его стратиграфического расчленения отличались большим разнообразием (Захаров, Пучков, 1994). В них не учитывались сложная покровно-чешуйчатая тектоника и многоэтапные деформации, договориться о единой последовательности которых не могли даже специалисты в области структурной геологии (Ю.В.Миллер, Г.Г.Дук и др.). Предложенное В.ИЛенных (1981; Коротеев и др., 1985; Вализер, Ленных, 1988; и др.) новое понимание структуры максютовского комплекса как тектонического совмещения двух формационно различных толщ (серий) - «субконтинентальной» и «офиолитоподобной» (рис. IV. 12-6), состоящих из фрагментов ранее выделявшихся свит, получило широкое распространение. К нижней толще были отнесены разнообразные кварциты (аркозовые, слюдяные, графитистые) и слюдяно-кварцевые сланцы, содержащие фенгит, гранат, глаукофан, лавсонит, кластогенные микроклин и кианит (редко), а также имеющие подчиненное развитие метамагматические образования - пласты и линзы эклогитов, гранат-глаукофановые и форстерит-энстатитовые породы. Высказано представление о сходстве эклогитов с континентальными феррогабброидами, а частично и с габбро офиолитовых ассоциаций и трех последовательных этапах метаморфизма пород нижней толщи - эклогитовом, глаукофановом и зеленосланцевом.

К верхней толще отнесены образования, большинство из которых ранее описывалась в качестве зон зеленосланцевого диафтореза (Добрецов, 1974; Ленных, 1977; и др.). В южной и средней части комплекса они образуют полосы северовосточного простирания шириной от 1 до 3 км (рис.1 V. 12-6), а в северной - слагают более обширные площади. Половину объема верхней толщи составляют породы основного и кислого состава, представленные зелеными сланцами, зеленокаменными метабазитами и мусковит-альбит-кварцевыми сланцами. Присутствуют прослои графитистых кварцитов, графитистых и слюдяных сланцев и линзы мраморов. В основании осадочно-вулканогенного разреза «офиолитоподобной» толщи В.И.Ленных была выделена зона метаморфизованного меланжа (рис. IV. 12-7), представленная

Рис. IV. 12-6 Схема геологического строения средней части максютовского комплекса (по В.И.Ленных, 1981г.) ^^^ 1 - четвертичные отложения; 2 -Щй з палеозойские офиолиты; 3 - офиолитовая ассоциация верхней серии максютовского комплекса; 4 - антигоритовые серпентиниты с блоками метародингитов; 5 -зеленокаменные породы; 6 - линзы мраморов; 7 - нижняя серия максютовского комплекса: слюдяные кварциты и сланцы с гранатом, глаукофаном, хлоромела-1Штом, графитистые кварциты и сланцы; 8 - кварциты слюдяные и аркозовые; 9 -слюдяные сланцы; 10 - эклогиты; 11 -( ф | и форстерит-энстатитовые и энстатитовые породы; 12 - обнажения кварцитов и I ■ сланцев с глаукофаном; 13 - поверхность - »'* надвига; 14 - элементы залегания. / * со/о ' '

1.1 Г

1.1 А

И! / !г/

2 ны

У//'

2 Е^Л 5 Г^

ЕЗ^И'^"

Рис. IV. 12-7 Схематическая геологическая карта максютовского комплекса в районе д.Караянова (по П.М.Вализеру и др., 1985г.)

1-6 - нижняя серия: 1 - слюдяные и графитистые кварциты и сланцы с гранатом, глаукофаном, лавсонитом, 2 - слюдяные кварциты и сланцы, 3 -эклогиты, 4 - титанистые эклогиты, 5 - гранат-жадеит-кварцевая порода, 6 -энстатитовые породы; 7-10 - верхняя офиолитовая серия: 7 - мраморы, 8 - графитистые кварциты, 9 - метабазиты, 10 - зоны меланжа с серпентинитами, "кальциевыми" эклогитами, лавсонитовыми родингитами; И - зона надвига (а) и другие контакты (б). антигоритовыми серпентинитами, частично преобразованными в актинолитовые, хлорит-тальковые и тальковые породы. В них содержатся линзовидные и округлые тела «кальциевых эклогитов», метагорнблендитов и метародингитов, состоящих из хлорита, лавсонита, граната и пироксена. Отмечено сходство химических составов метабазитовых включений с габбро-гранулитами западной зоны Войкара, что интерпретировано как свидетельство их возможной принадлежности к допалеозойским «метаофиолитам»(?).

Представление о принадлежности не только верхней толщи, но и всего максютовского комплекса к среднерифейской метаофиолитовой ассоциации высказывалось В.П.Парначевым (1988), полагавшим, что преобладающее развитие кремнекислых пород можно объяснить формированием всей ассоциации в узкой межконтинентальной рифтовой структуре красноморского типа. В то же время К.С.Ивановым (1988г.) было сделано предположение, что максютовский комплекс является метаморфизованным аналогом палеозойских толщ Сакмарской зоны, образующих аккреционно-меланжевый комплекс. Эта мысль получила дальнейшее развитие в модели (Иванов и др., 1997; Иванов, 1998), в соответствии с которой аккреционный подкомплекс Mi («нижняя субконтинентальная толща» по В.И.Ленных), включающий океанические образования и раннепалеозойские осадки пассивной окраины, погружается в зону субдукции на глубину 50-75 км, испытывает прогрессивный эклогитовый метаморфизм и двухэтапную деформацию, а затем при косой коллизии поднимается в среднюю кору, где объединяется с глаукофан-зеленосланцевым подкомплексом М2 и в результате триасового посторогенного растяжения выводится в верхнюю кору. Кроме общих соображений, в качестве главного аргумента в обосновании палеозойского возраста субстрата максютовского комплекса были привлечены находки конодонтов, сделанные О.А.Захаровым в трех линзах мраморизованных известняков, залегающих среди зеленых сланцев, а также авторские находки ранне-среднепалеозойских конодонтов в эбетинской зоне. По мнению О.А.Захарова и В.Н.Пучкова (1994) палеонтологические данные могут свидетельствовать о возрасте исходного субстрата только верхней «офиолитовой» серии, шарьированной на сиалический комплекс неясного (возможно, докембрийского) возраста. В этой работе, содержащей обоснования покровно-чешуйчатого внутреннего строения максютовского комплекса, предлагалось подразделять его на две серии: юмагузинскую (нижнюю) и карамалинскую (верхнюю). Собственные названия, использовавшиеся ранее в статиграфических схемах, не получили распространения и в зарубежных публикациях обычно употребляются определения - «Unit 1» и «Unit 2», а иногда и «Юмагузинская» пластина как составная часть нижней единицы либо самостоятельное структурное подразделение.

Обоснования докембрийского возраста исходных пород максютовского комплекса основывались на стратиграфических корреляциях с юрматинской серией Башкирского поднятия, указаниях о находках среднерифейских микрофоссилий (Парначев, 1988) и определениях радиологического возраста цирконов (Козлов,1982;

Удовкина, 1985; и др.). Отмечалось, что протерозойские цирконы обнаруживаются как в метатерригенных и метавулканогенных породах, так и телах эклогитов, что служило основанием для дискуссии. Высказывались мнения, что раннепротерозойские датировки могут указывать на источники денудации, а рифейские - на возраст вулканогенно-осадочных толщ, эклогитов и (или) метаморфизма. Возражения вызывали неопределенность привязок и отсутствие аналитических данных, а также использование непрецизионных методов датирования (Захаров, Пучков, 1994). Подобная критика неоднократно звучала и в отношении Шэ-Бг датировки (1100 млн. лет), опубликованной Н.Л.Добрецовым (1974) и интерпретированной им как возраст глаукофансланцевого метаморфизма.

Наиболее представительные данные, основанные на результатах минералогического и радиологического исследования цирконов и рутилов нижней толщи максютовского комплекса, были опубликованы в работе (Краснобаев и др., 1996). Геологический смысл цифровых значений, отвечающих верхним и нижним пересечениям дискордии с конкордией (1800, 1216, 1517 и 443, 352, 547 млн. лет), можно оценить только совместно с приведенными в статье минералогическими описаниями и комментариями авторов. В противном случае, можно говорить лишь о формальном использовании всех или части датировок для подтверждения той или иной гипотезы (Маракушев и др., 2000; Добрецов, 2000). Мне представляется важным то, что А.А.Краснобаеву удалось убедительно показать наборы типоморфных признаков терригенных цирконов (А-тип) с возрастом 1800±20 млн. лет, соответствующим их источнику, и <(магматических» (В-тип) - кристаллизация которых была синхронна времени формирования пород «юмагузинской свиты» (1216±93 млн. лет). Особый же интерес представляют результаты минералогического изучения и датирования рутилов из эклогитов района дер. Шубино. Верхнее пересечение дискордии (1517±140 млн. лет) относится к реликтовым фазам и требует уточнения, а нижнее (547±40 млн. лет) - к новообразованным (метаморфогенным) рутилам. Вторая датировка совпадает с определениями возраста многих проявлений континентального рифтового метаморфизма на Урале (Иванов, Русин, 1997, 2000) и позволяет предполагать, что эклогитовому метаморфизму пород максютовского комплекса предшествовали более ранние метаморфические преобразования, связанные с рифтовым растяжением.

На площади развития нижней субконтинентальной толщи максютовского комплекса эклогиты и метагипербазиты концентрируются в виде отдельных полей, где их количество составляет около 5-10% (Ленных, 1977). Эклогиты в таких полях образуют пластовые залежи, дайкообразные тела и будины различной формы и размеров, которые изменяются от первых сантиметров до десятков метров. Они характеризуются неоднородным химическим составом, что давало основания для сопоставления их с продуктами как континентального, так и океанического (эвгеосинклинального) магматизма. Отсутствие первичных магматических структур и реликтовых минералов допускало предположения о возможной принадлежности их к докембрийским метаофиолитам и образовании всех или отдельных разновидностей эклогитов при кристаллизации базальтовых расплавов в условиях высоких давлений (Добрецов, 1974; Удовкина, 1985). Такая трактовка, противоречащая геодинамическим реконструкциям докембрийской предыстории Урала (Формирование., 1986), сохраняется в работе (Маракушев и др., 2000).

Не менее спорным является мнение и возможности отождествления эклогитов и метагипербазитов с палеозойскими офиолитами (Иванов и др., 1997; Echtler, Herzel, 1997; Пучков, 2000; и др.). Кроме общих соображений и некоторых черт химического сходства, отмечаемого по типовым дискриминантным диаграммам, другие основания для такого сопоставления найти сложно. Присутствие базальтов с геохимическими характеристиками типичными для срединно-океанических хребтов давно было установлено на пассивной окраине Южной Атлантики (Fodor, Vetter, 1984), поэтому для определения формационной принадлежности метабазитов (эклогитов и гранат-амфиболовых пород) более важным критерием может быть ассоциация их с терригенными сиалическими комплексами пород. При этом, конечно, нельзя исключать и возможности унаследованности распределения малоподвижных высокозарядных элементов эклогитами от протолитов, как это было показано в работе (Волкова и др., 2001), содержащей вывод о кристаллизации исходного базальтового расплава Шубинских эклогитов в гипабиссальных условиях при внедрении его в континентальную кору до начала субдукции. Анализ распределения некогерентных элементов в эклогитах Кокчетавского массива (Шацкий и др., 1993) так же привел к заключению, что их' протолитами были продукты вулканизма, связанного с начальными стадиями раскола континентальной плиты, хотя на типовых дискриминантных диаграммах точки их составов располагаются в полях океанических и островодужных базальтов. Можно привести и другие примеры, где приводятся обоснования связи метабазитовых протолитов высокобарических комплексов с континентальным рифтовым магматизмом. Такие заключения позволяют ставить вопрос о вероятной принадлежности и метагипербазитовых включений в энсиалических эклогитовых комплексах к субконтинентальным образованиям, внедренным в утоняющуюся кору в связи с процессами рифтогенеза (Русин, 1997а). В максютовском комплексе к доофиолитовым, возможно, следует отнести энстатитовые и оливин-эстатитовые породы, занимающие резко обособленное положение на сводной РТ-диаграмме (Dobretsov et al., 1996). Правомерность такого предположения подтверждается присутствием в офиолитовом меланже Главной уральской сутуры высокобарических лерцолитовых блоков (Нурали, Миндяк), представляющих собой фрагменты субконтинентальной мантии (Пушкарев, Гуляева, 1995; И.Русин, 1997; Scarrov et al., 1999; и др.).

За длительную историю исследования максютовского комплекса было сделано много важных наблюдений, значение которых было оценено не сразу, да и в настоящее время вызывает дискуссии. Прежде всего следует отметить обнаружение признаков увеличения объема зерен кварца в рутиловых эклогитах д.Шубино (Чесноков, Попов, 1965), развитие минеральных парагенезисов эклогитовой фации во вмещающих породах, сдвиговых зонах, гидротермальных и метасоматических жилах и обособлениях, а также включений гидроксилсодержащих минералов в эклогитовых парагенезисах (Ленных, 1977). Были выявлены значительные, часто сопряженные изменения составов гранатов и клинопироксенов, наличие в них признаков прогрессивной и регрессивной зональностей и полифазности образования (Добрецов, 1974; Ленных, 1977; Удовкина, 1985). Для глаукофансодержащих пород нижней серии установлено очень широкое разнообразие Na и Na-Ca амфиболов (барруазитов, натриевых барруазитов, кальциевых глаукофанов, глаукофанов, кросситов, феррокроситов, магнезиорибекит-рибекитов), находящихся в ассоциациях с гранатом, лавсонитом, хлормеланитом, хлоритоидом, клиноцоизитом, эпидотом и фенгитом. В верхней серии породы с глаукофаном отсутствуют и только в зеленых сланцах встречаются винчиты (Вализер, Ленных, 1988; и др.). Все эти заключения, вместе с представительной базой данных по составам минералов (приложение 3.2-2.1), были подтверждены новыми наблюдениями и находками, учтенными на обобщающей диаграмме Р-Т условий формирования различных типов пород максютовского комплекса (рис. IV. 12-8). На этой диаграмме, составленной Н.Л.Добрецовым (2000), отражена идея о механическом совмещении разнородных блоков пород, возникших в различных термодинамических условиях. Высказывается мнение, что совокупность опубликованных радиологических данных (табл.Г/.12-1) позволяет выделять не менее 4-х этапов деформаций, метаморфизма и эксгумации (440, 400, 370, 340-330, 300 (?) млн. лет). Эта трактовка не учитывает возможности унаследования изотопных отношений от протолитов и постулирует спорное допущение, что ранний сверхвысокобарический метаморфизм пород максютовского комплекса проявился уже в нижнем силуре, т.е. в то время, когда Магнитогорской островной дуги еще не было.

В понимании геологического смысла опубликованных значений возраста (табл. IV. 12-1), полученных различными методами, мнения исследователей не совпадают. Первые Ar-Ar датировки фенгитов (Matte et al., 1993) были интерпретированы как возраст близкий к пику высокобарического метаморфизма (около 380 млн.лет), обусловленного субдукцией утоненного края В.-Европейской платформы под Магнитогорскую островную дугу. Такая трактовка возраста фенгитов противоречила устоявшимся представлениям о постэклогитовой кристаллизации белых слюд. К тому же, имеющиеся оценки температур закрытия для K-Ar систем, колеблющиеся между 350 и 500°С, допускали предположение, что аргоновые датировки фенгитов отмечают возраст охлаждения (эксгумации), а эклогитовый и сверхвысокобарический метаморфизм должны бьггь древнее (Lennykh et al., 1995; Dobretsov et al., 1996). Совпадение Ar-Ar возрастов и некоторых Sm-Nd и U-Pb датировок минералов, имеющих высокие температуры закрытия, дало основание для заключения, что значения 370-380 млн. лет фиксируют не только эклогитовый метаморфизм, но и быструю эксгумацию или охлаждение, а сверхвысокобарический коэситовый метаморфизм был связан с более ранней стадией во временном интервале от 375 до 400 млн. лет (Beane, Connelly, 2000; Leech, Emst, 2000). Таким образом, в интерпретации

0 L—--1-1-1,

200 400 600 800

Температура, °С

Рис. IV. 12-8 Основные Р-Т условия формирования различных типов пород максютовского комплекса (Добрецов, 2000)

1 - оливин-энстатитовые породы, 2 - жадеит-альмандиновые породы и эклогиты шубинского типа, 3 - "омфацитовые" эклогиты, 4 - поле эклогит-содержащих пород единицы I (1а), 5 - глаукофан-клиноцоизитовые эклогиты кэмагузинской свиты (16), 6 - поле метапелитов юмагузинской свиты (1в), 7 -гранат-клинопироксеновые породы , меланжа (Иб), 8 - поле метабазитов верхней единицы (IIb), 9 - сланцы и бластомилониты контактовой зоны (III) (Lennykh, Valizer, 1999). Стрелками показаны вероятные пути Р-Т эволюции. Кружками показаны условия, соответствующие находкам псевдоморфоз по алмазу (Ал), коэсита и псевдоморфоз по коэситу (Ко), талька с фенгитом (Та+Фе). сходящихся радиологических датировок, основу которых составляют возрасты белых слюд, наиболее дискуссионным является вопрос: отражают ли они время эклогитовой кристаллизации или охлаждения?

Заключение

Материалы исследования метаморфических комплексов Урала и анализ мировых данных по проявлениям метаморфизма в фанерозойских коллизионных орогенах, палеорифтовых и других областях растяжения земной коры позволяют дать новую трактовку общей последовательности метаморфических событий в полном цикле развития литосферы подвижных поясов фанерозоя. В этой последовательности обнаруживается эволюционная направленность и закономерная связь метаморфизма с геодинамическими режимами. В энсиалических поясах, формирование которых связано с преобладающим тектоническим растяжением, метаморфические процессы способствуют пластическому утонению литосферы, которое может, в конечном итоге, завершаться разрывом плит и образованием океанических бассейнов. В конвергентных обстановках они контролируют анатектическое гранитообразование и являются непременными участниками коллизионных и постколлизионных событий. Метаморфизм вызывает формирование как повторяющихся во времени (зональных), так и специфических (зеленокаменных, высокобарических) комплексов пород, ассоциирующихся с определенными геодинамическими обстановками, а также самостоятельного класса метаморфических пород - комплексов бластомилонитов, который ранее не выделялся в традиционных концепциях развития метаморфизма. Бластомилониты, контролирующие зоны хрупко-пластичного течения материала на различных литосферных уровнях, несут в себе информацию об условиях образования исходных пород (порфирокласты) и РТ-параметрах их метаморфического преобразования (рекристаллизованный матрикс) при хрупко-пластической деформации и, как показано в работе, отчетливо подразделяются на рифтогенные и орогенные типы комплексов.

В современных структурах орогенных поясов часто обнаруживаются разнотипные многоэтапные проявления метаморфизма, которые объяснялись с позиций гипотезы орогенических циклов, а для энсиалических поясов - диасхизисом, дейтероорогенезом или особыми режимами тектоно-термальной переработки кристаллического фундамента. Концепция полного крупного цикла (1уапоу, Яизт, 1986), продолжительность которого намного превышает современные оценки (Хаин, 2000) цикла Уилсона, объединяет в закономерный ряд события, связанные с различными формами эволюции земной коры, первопричиной которых являлись глубинные мантийные процессы. Использованная при описании метаморфических комплексов типизация (метаморфический палеофундамент, доорогенный - рифтовый метаморфизм и орогенный - коллизионный метаморфизм), позволила дать общую характеристику метаморфизма главных стадий полного цикла и выделить наиболее характерные его особенности.

Присутствие блоков дорифейского кристаллического фундамента в структурах коллизионных орогенов в настоящее время надежно обосновано представительными радиологическими датировками типовых комплексов, но проблема возраста многих массивов все еще решается на основе общегеологических соображений. Исследование метаморфизма уральских дорифейских блоков позволило установить, что в них сохраняются свидетельства ранней истории, связанной с формированием кристаллического фундамента прилегающих платформ. Наиболее определенно с типовыми комплексами щитов коррелируются чарнокит-гранулитовые (Тараташский) и мигматит-амфиболитовые (Мугоджарский) блоки. Устанавливается сходство количественных РТ-параметров высокотемпературного однородного метаморфизма и общей последовательности ультраметаморфических процессов. В разработанной типизации мигматитов метаморфических комплексов Урала, мигматиты древних блоков отнесены к ареальному типу и только для них были получены убедительные доказательства образования in situ.

Хорошая сохранность признаков ранней истории в блоках метаморфического палеофундамента могла бьггь обеспечена их «жесткостью» и пассивным участием в рифейско-палеозойской истории. Метаморфическое картирование дорифейских блоков выявило наличие в них линейных зон разнотемпературных бластомилонитов, которые оказались по времени образования синхронными с позднедокембрийскими этапами активизации рифтогенных процессов и проявлениями зонального метаморфизма в осадочном чехле.

Высказанная впервые в мире С.Н.Ивановым (1978) идея о том, что не выходящие за пределы древних блоков зоны бластомилонитов могут служить свидетельством пластичного течения материала нижней коры при ее рифтовом растяжении, явилась стимулом для разработки концепции континентального рифтового метаморфизма. Анализ литературных данных и личные наблюдения показали, что рифтогенные бластомилониты являются неотъемлемой частью палеометаморфического фундамента фанерозойских областей. В герцинидах Европы они описывались как «очковые гнейсы» или «ортогнейсы», а фактически представляют собой разнотемпературные бластомилониты. Знакомство с большой коллекцией шлифов «Саксонских гранулитов», любезно предоставленных мне Н.В.Аксаментовой, и микрозондовые исследования позволили установить, что минералы гранулитовой фации в этих породах обнаруживаются только в деформированных порфирокластах, а вмещающая их рекристаллизованная матрица отвечает условиям ставролитовой фации. Классические гранулитовые структуры Гранулитовых гор в действительности должны рассматриваться как типичные структуры бластомилонитов, формирующихся в очень широком температурном интервале. Наиболее же выразительные обнажения рифтогенных бластомилонитов развиты на западном побережье Норвегии, где они при заложении Атлантики были освобождены от рифейского рифтогенно-осадочного чехла. Даже каледонский высоко-, и сверхвысокобарический коллизионный метаморфизм, проявившийся на огромной территории Западного гнейсового региона и в Бергенских дугах ЮЗ Норвегии не уничтожил признаков хрупко-пластичного рифтового утонения континентального края, сохранившегося не только в «сухих» минеральных парагенезисах, но и в радиоизотопных позднедокембрийских датировках, фиксирующих одновременность процессов пластичного утонения фундамента и накопления осадочных толщ.

Одной из дискуссионных проблем позднедокембрийского этапа развития земной коры является природа энсиалически поясов, наиболее известными из которых являются Гренвиллской, Свеконорвежский, Мозамбикский и др. Предлагались различные гипотезы их образования. Концепция полного цикла позволяет трактовать их как глубинные срезы недоразвитых континентальных рифтов, в большинстве из которых отчетливо проявлены свидетельства метаморфизма растяжения кристаллического фундамента в условиях хрупко-пластичной деформации и синхронного метаморфизма осадочного чехла. К такому же типу структур, веротно, следует относить и раннедокембрийские пояса Лимпопо и Лапландский.

Высокотемпературные пластичные (хрупко-пластичные) деформации, которые можно трактовать как связанные с рифтовым растяжением, широко проявлены в субконтинентальных лерцолитовых массивах Западного Средиземноморья (Бени-Бушера, Рондо, Лерц, Забаргад и др.), Европы (Ланцо, Финнеро и др.), гранатовых перидотитах Норвегии, некоторых габбро-гипербазитовых массивах Урала (Западный Войкар, Мамьггский, Восточно-Хабарнинский). Это предположение основывается на очень высокой плотности тепловых потоков в рифтовых зонах, которые способны вызвать пластичное размягчение не только нижней коры, но и оливинсодержаших пород литосферной мантии, а также микроструктурных исследованиях перидотитов о. Забаргад, показывающих совпадение ориентировки плоскостей пластической (хрупко-пластичной) с осью Красного моря.

В позднедокембрийских рифтогенно-депрессионных толщах, постоянно присутствующих в палеоконтинентальных секторах коллизионных орогенов, проявляется низкотемпературный однородный метаморфиз и реже зональный метаморфизм низких и умеренных давлений. На Урале максимальные температурные условия высоко-,среднеградиентного метаморфизма достигают высокотемпературных зон ставролитовой фации, а в Восточных Пиренеях и Шотландских нагорьях -мусковит-, и калишпат-силлиманитовых зон. Проявления континентального рифтового метаморфизма описаны в Аппалачском орогене, позднедокембрийских толщах Скандинавии и Центральной Европы. Количество таких примеров и сторонников рифтовой природы метаморфизма, связанного с тектоникой растяжения, постоянно растет, но сохраняются и сторонники традиционных трактовок, рассматривающих зональный метаморфизм рифтогенных толщ как свидетельство позднедокембрийского складчатого орогенеза.

Имеется много свидетельств того, что метаморфизм растяжения в условиях хрупко-пластичной деформации проявляется и в субокеанической мантии, а также «габбро-амфиболитовом» слое океанической коры. При этом в верхней коре происходят хрупкие деформации и гидротермальные преобразования пород, которые на Урале были определены как доорогенный «региональный зеленокаменный метаморфизм», а в дальнейшем стали называться «метаморфизмом океанического дна».

Этот метаморфизм происходит в температурном интервале фации зеленых сланцев и обладает рядом специфических особенностей, отличающих его от низкотемпературного «метаморфизма погружения» в мощных разрезах осадочных толщ глубоких (рифтовых) впадин.

Мне представляется, что приведенные в работе материалы позволяют утверждать, что континентальный рифтовый метаморфизм является обязательным элементом в предыстории фанерозойских колизионных орогенов. Он имеет различное выражение в рифтогенно-депрессионном чехле (однородный метаморфизм погружения и аномальный зональный) и нижней коре и литосферной мантии, где его материальным выражением являются комплексы рифтогенных бластомилонитов, представляющие собой зоны пластичного (хрупко-пластичного) течения материала, отмечающие плоскости латерального перемещения пластин.

В конвергентных обстановках проявляется зональный метаморфизм умеренных и низких давлений и высокобарический натриевого и калиевого геохимического фона. Индикаторными для коллизионных орогенов являются глаукофансланцевые, эклогит-глаукофансланцевые и эклогит-сланцево-гнейсовые комплексы. Исследованию этих комплексов, после открытия метаморфических ассоциаций пород с коэситами и алмазами (Дора Майра в З.Альпах и др.) уделялось первостепенное внимание. При литостатическом давлении образование сверхвысокобарических комплексов может происходить на глубинах 90-150 км. Широкое признание получила модель глубокой субдукции утоненных краев континентов при коллизии Гималайского типа. Гипотетичность механизмов погружения легкого сиалического материала в глубокую мантию, а также их быстрого выведения к поверхности, необходимого для сохранения от расплавления, порождает дискуссии о возможных причинах повышения давления над литостатическим. Флюидное и тектоническое «сверхдавление» в настоящее время многими отвергается, хотя некоторые факты свидетельствуют о реальности таких механизмов повышения давления. Сохранность недеформированных метамагматических структур в некоторых комплексах, говорит о кратковременности присутствия флюида, явно недостаточной для размягчения пород и релаксации тектонического давления. С другой стороны, даже в самых глубинных комплексах устанавливается присутствие свободного флюида, который не только катализирует метаморфические реакции, но й принимает в них непосредственное участие, входя в гидроксилсодержащие минералы (фенгиты, эпидот/цоизиты и др.). Отсутствие или дефицит флюида создает кинетические барьеры, выражающиеся в сохранности минеральных парагенезисов исходных пород, в том числе и низкобарических (оливин+анортит). Специальные изотопные исследования метаморфических комплексов Урала (максютовского, марункеуского) и анализ высокоточных ЯЬ/Бг и Бт/Ш показали, что реакции прогрессивной эклогитовой кристаллизации контролируются поступлением свободного флюида и отношением флюид-порода и могут не совпадать с пиком метаморфизма. Это позволяет заключить, что свободный флюд, при отсутствии путей его удаления, в высокотемпературной области вполне может вызывать «автоклавный эффект», оценить количественно который очень сложно. Пример Бергенских дуг, показывающий эклогитизацию сухих гранатовых гранулитов на траекториях движения флюида, дает разницу в давлениях около 8 кбар.

Некоторых комментариев заслуживает проблема соотношения высокобарических комплексов с офиолитами. В ранних субдукционных моделях постулировалась генетическая связь высокобарического метаморфизма с офиолитами, хотя характер этой связи трактовался по разному. Исследования экпогит-гнейсовых комплексов, а отчасти и глаукофансланцевых, показали, что офиолиты в них отсутствуют, а протолитами экпогитов являются континентальные базиты. Учитывая, что высокобарический метаморфизм в коллизионных орогенах приурочен к утоненным краям континентов и их осадочному чехлу, т.е структуре возникшей при рифтовом утонении и разрыве плит, можно утверждать, что протолитами эклогитов и метагипербазитов должны быть продукты рифтового магматизма и блоки субконтинентальной мантии. Участие в таких комплексах офиолитов не доказано и может быть только пассивным. Трактовка высокобарических комплексов как аккреционно-меланжевых структур спорна и нуждается в дальнейших обоснованиях. Сходство глаукофансланцевых зон Японских островов, практически не содержащих эклогитов и парагенезиса жадеит+кварц, с уральскими, для которых отчетливо устанавливается связь с глубокими надвигами в рифтогенном и окраинно-континентальном чехле, позволяет предполагать близкие механизмы их формирования. Японские острова имеют мощную континентальную кору и возможность существования здесь континентальной окраины предполагалась давно (Кимура, 1979). Однако, в других поясах обрамления Тихого океана возможны и другие механизмы. Мне же представляется, что коллизия дуга-дуга или дуга-микрокроконтинент может быть альтернативой, практически общепринятой для этого региона, субдукционной модели глаукофанового метаморфизма.

В коллизионных орогенах присутствуют тоналит-трондьемитовые серии гранитоидов, образование которых связывается с надсубдукционными зонами, и палингенно-анатектические плутоны коровых гранитов. С последними традиционно связывается проявление главной фазы регионального метаморфизма. Исследования уральских зональных комплексов показало, что они формировались преимущественно на островодужном субстрате, вероятно, под воздействием надсубдукционных флюидно-тепловых потоков в режиме умеренных и низких давлений, изменяющихся по простиранию метаморфических поясов. В высокотемпературных частях таких комплексов развиты мигматиты инъекционного типа. В большинстве случает полные зональности отсутствуют и сохраняются только их фрагменты с деформированными изоградными поверхностями. Проявления зонального метаморфизма, обусловленного формированием позднепалеозойских палингенно-анатектических коровых гранитов, не установлено. Можно допустить, что причина состоит в слабом эрозионном срезе, не вскрывающем уровни генерации гранитных расплавов. Распростронять эти выводы на все коллизионные орогены было бы преждевременно, но постановка такой проблемы заслуживает внимания.

В настоящее время считается общепризнанным, что постколлизионное растяжение орогенных поясов сопровождается развитием региональных зон сдвигов. Такие зоны имеют протяженность в сотни и тысячи километров, а мощность их может достигать нескольких километров. В Гималаях описаны сдвиги мощностью до 5-7 км, с которые иногда связывается формирование инвертированной зональности. Исследования сдвигов ограничивается микроструктурным анализом. Вместе с тем, на Урале давно установлено, что региональные сдвиговые зоны контролируются гранитоидными бластомилонитами, представляющими, вместе с рифтогенными бластомилонитами, самостоятельный класс метаморфических комплексов, формирующихся в условиях хрупко-пластической деформации. Гранитодные бластомилониты, рекристаллизованный матрикс которых показывает повышенные Р (до 10-13 кбар) завершают эволюцию метаморфических процессов в полном цикле развития литосферы подвижных поясов.

Библиография Диссертация по наукам о земле, доктора геолого-минералогических наук, Русин, Анатолий Иванович, Екатеринбург

1. Абдулин A.A., Авдеев A.B., Сеитов Н.С. Тектоника Сакмарской и Орь-Илекской зон Мугоджар. Алма-Ата: Наука, 1977. 238с.

2. Абдулин A.A., Бирюков В.М., Касымов М.А. Петрохимические типы барофильных пород Мугоджар // Изв.АН КазССР. Сер. геологич., 1981. №6. С.1-12.

3. Абдулин A.A., Водорезов Г.И., Гетлинг Р.В. и др. К проблеме стратиграфии докембрия и нижнего палеозоя Мугоджар // Изв. АН КазССР. Сер. геологич., 1968. № 6. С.8-18.

4. Абдулин A.A., Знаменский Н.Д., Старков В.Д., Русин А.И., Телъгузиев А.Т. Гранитоиды Мугоджар // Вопросы петрологии и геохимии гранитоидов Урала. Свердловск, 1975. С. 11-25.

5. Абдулин A.A., Иванов А.И., Телъгузиев А.Т., Русин А.И. Абсолютный возраст гранитоидных формаций и метаморфических пород Мугоджар по данным калий-аргонового метода // Новые данные абсолютной геохронологии (XVII сессия). М.: Наука, 1974. С.185-196.

6. Аблизин БД., Клюжина М.Л., Курбацкая Ф.А., Курбацкий A.M. Верхний рифей и венд западного склона Среднего Урала. М.:Наука, 1982.140с.

7. Авченко О.В. Минеральные равновесия в метаморфических породах и проблемы геотермометрии. М.: Наука, 1990. 182с.

8. Аки К. Механизмы орогении // Орогенез. М.: Мир, 1985. С.209-253.

9. Аксенов Е.М., Солонцов Л.Ф., Бурд Г.И. Ранний докембрий Урала и его минерагения // Докембрий в фанербзойских складчатых поясах. Л.: Наука, 1982. С.106-112.

10. Алексеев A.A. Рифейско-вендский магматизм западного склона Урала. М.: Наука, 1984. 137с.

11. Алексеев A.A. Палеогеодинамическая интерпретация рифея Урала по магматическим и метаморфическим событиям //Рифей Северной Евразии. Екатеринбург, 1997. С.142-148.

12. Алексеев A.A., Алексеева Г.В. Новый район развития эклогитов на западном склоне Южного Урала // Докл. АН СССР, 1979. Т.248. №3. С.702-706.

13. Андерсон Дж.Г.К. Докембрий Британских островов // Докембрий Канады, Гренландии, Британских островов и Шпицбергена. М.: Мир, 1968. С.31-106.

14. Андреичев В.Л. Геохронология метаморфических и магматических процессов в эволюции земной коры севера Урала // Петрография на рубеже XXI века. Итоги и перспективы. Т. IV. Сыктывкар, 2000. С.12-14.

15. Анфимов Л. В. Геологическая история породного бассейна в районе рифейского стратотипа (Башкирский мегаантиклинорий) // Рифей Северной Евразии. Екатеринбург, 1997. С.166-171.

16. Артюшков Е.В., Кориковский С.П., Хофман A.B. Потеря прочности литосферы как условие эксгумации блоков ультравысокобарических пород континентальной коры // Тектоника и геодинамика: общие и региональные аспекты. Т.1. М.: ГЕОС. 1998. С.27-30.

17. Ахмеджанов М.А., Баратов Р.Б., Бакиров А.Б. и др. Докембрий Средней Азии. Л.: Наука, 1982.262с.

18. Бабошин В.А., Михайлов И.И. Слюдоносные пегматиты Южных Мугоджар // Слюда и пьезооптическое сырье. Л., 1976. С.5-26.

19. Баженов А.Г., Иванов Б.Н., Кутепова Л.А. Гранаты кристаллических сланцев ильменогорского комплекса // Гранаты метаморфических комплексов Урала. Свердловск, 1980. С.60-69.

20. Баженов А.Г., Иванов Б.Н., Кутепова Л.А. Роговые обманки амфиболитов ильменогорского комплекса// Амфиболы метаморфических комплексов Урала. Свердловск, 1981. С.61-69.

21. Бакиров А.Б. Докембрий фанерозойских складчатых областей: проблемы и задачи // Докембрий в фанерозойских складчатых областях. С.-П.; Наука, 1992. С.11-16.

22. Балашов Ю.А. Геохимия редкоземельных элементов. М., 1976. 268с.

23. Балыкин П.А., Конников Э.Г., Кривенко А.П. и др. Петрология постгарбургитовых интрузивов Кемпирсайско-Хабарнинской офиолитовой ассоциации (Южный Урал). Свердловск, 1991. 160с.

24. Бейли Д.К. Континентальный рифтогенез и дегазация мантии // Континентальные рифты. М.: Мир, 1981. С.20-30.

25. Бейли Э.Г.,Блейк М.К. Тектоническое развитие западной Калифорнии в позднем мезозое // Геотектоника, 1969. № 3,4.

26. Беккер Ю.Р. Молассы докембрия. М.: Недра, 1988. 288с.

27. Беккер Ю.Р., Келлер Б.М. Критерии выделения докембрия в фанерозойских складчатых поясах (на примере Урала) // Докембрий в фанерозойских складчатых поясах. Л.: Наука, 1982. С.72-80.

28. Беличенко В.Г., Шмотов А.П., Сезько А.И. и др. Эволюция земной коры в докембрии и палеозое (Саяно-Байкальская горная область). Новосибирск: Наука, 1988. 161с.

29. Белковский А.И. Эволюция состава гранатов эклогит-сланцевых и эклогит-сланце-мигматитовых комплексов. Свердловск, 1986. 224с.

30. Белковский А.И. Биотиты и вермикулиты уфалейского гнейсо-мигматитового комплекса (Средний Урал). Свердловск, 1987. 59с.

31. Белковский А.И. Симплектит-эклогиты Среднего Урала. Свердловск, 1989. 190с.

32. Белковский А.И, Локтина НИ. К проблеме выделения, сланцевых обрамлений в полиметаморфических комплексах высоких давлений // Метаморфизм горных пород Урала. Свердловск, 1979. С.101-110.

33. Белковский А.И., Локтина И.Н. Эклогиты восточного обрамления уфалейского гнейсо-мигматитового комплекса (Средний Урал) // ДАН СССР, 1975. Т. 225. № 4. С.920-923.

34. Белковский А.И, Царицын Е.П., Локтина И.Н. Клинопироксениты эклогит-сланцевых комплексов //ДАН СССР, 1980. Т. 254. № 5. С.1202-1207.

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

36. Белякова Л. Т. Геосинклинальный рифей севера Урала. Автореф. кандидат, диссерт. Свердловск, 1972.26с.

37. Бибикова Е.В. Проблемы радиологического датирования древнейших ядер докембрийских щитов СССР // Докембрий. Докл. сов. геолог, на 26-й сессии МГК. М.,1980. С.131-138.

38. Бибикова Е.В., Баадсгаард X. Sm-Nd изотопное датирование древнейших пород Украинского щита и Омолонского массива // Геохимия, 1986. №5. С.601-611.

39. Бибикова Е.В., Кирнозова Т.И., Макаров В.А. Возрастные рубежи в эволюции шарыжалгайского комплекса Прибайкалья (U-Pb система цирконов) // Геология и геохронология докембрия Сибирской платформы и ее обрамления. Л.: Наука, 19906. С.162-170.

40. Бирюков В.М. Петрология гнейсово-мигматитовых комплексов Восточно-Мугоджарского поднятия // Автореф. кандидат, диссерт. Ленинград, 1979. 28с.

41. Богатиков O.A., Цветков A.A. Магматическая эволюция островных дуг. М.: Наука, 1988. 249с.

42. Богатырева Г.И., Швецов П.Н. Региональный метаморфизм рифейских комплексов восточной зоны западного склона Южного Урала // Вопросы изотопной геологии Урала и востока Русской плиты. Уфа, 1976. С.52-61.

43. Богданов A.A., Хаин В.Е. Ассинтская (байкальская) эра тектогенеза и ее значение в истории Земли в свете новых данных // Ассинтская тектоника в геологическом лике Земли. М.: Мир, 1968. С.207-241.

44. Богданова C.B. Земная кора Русской плиты в раннем докембрии. М.: Наука, 1986. 224с.

45. Боголепов К.В. О понятиях "рифтовая структура" и "рифтогенез" // Основные проблемы рифтогенеза. Новосибирск, 1977. С.6-11.

46. Божко H.A. Заложение и развитие подвижных поясов в позднем докембрии // Закономерности формирования структуры континентов в неогее. М.: Наука, 1986. С.187-195.

47. Болтыров В.Б. Каледоно-варисский цикл регионального метаморфизма палеозойской геосинклинали Урала // Геология метаморфических комплексов Урала. Вып. 2. Свердловск, 1973. С.11-27.

48. Болтыров В.Б., Поляков В.Л., Паняк С.Г. О глубинности формирования метаморфических комплексов Урала // Геология метаморфических комплексов. Вып. 6. Свердловск, 1977. С.74-78.

49. Болтыров В.Б., Поляков В.Л. Состав гранатов метаморфических и метасоматических пород мурзинско-адуйского и талдыкского гнейсово-мигматитовых комплексов // Гранаты метаморфических комплексов Урала. Свердловск, 1980. С.70-72.

50. Борукаев Ч.Б. Завершающая складчатость, орогенез, диасхизис и кратонизация // Проблемы эволюции геологических процессов. Новосибирск, 1981. С.21-39.

51. Борукаев Ч.Б. Структура докембрия и тектоника плит. Новосибирск: Наука, 1985. 190с.

52. Бочкарев В.В., Язева Р.Г. Субщелочной магматизм Урала. Екатеринбург: УрО РАН, 2000. 256с.

53. Булгатов А.Н. Тектонотип байкалид. Новосибирск: Наука, 1983.

54. Вализер ИМ., Ленных В.Н Амфиболы голубых сланцев Урала. М.: Наука, 1988. 204с.

55. Варлаков A.C. Петрография, петрохимия и геохимия гипербазитов Оренбургского Урала. М.: Наука, 1977, 239с.

56. Варлаков A.C. Рифтогенные доэвгеосинклинальные офиолиты в допалеозойской истории Урала // Эволюция офиолитовых комплексов. Свердловск, 1981. С.34-48.

57. Великославинский Д.А. Сравнительная характеристика регионального метаморфизма умеренных и низких давлений. Л.: Наука, 1972. 190с.

58. Берниковский В.А. Геодинамическая эволюция Таймырской складчатой области // Автореферат докторской диссертации. Новосибирск, 1996. 33с.

59. Винклер Г. Генезис метаморфических пород. М.: Мир, 1969. 243с.

60. Водорезов Г.И. Докембрий Мугоджар //Изв. АН КазСС. Сер. геолог., 1952. Вып.15.С.19-35.

61. Водорезов Г.И., Абдулин A.A., Гетлинг Р.В. и др. Докембрий и нижний палеозой, точнее не определенный. Мугоджары // Геология СССР. T.XXI. 4.1. Кн.1. М.: Наука, 1970. С.61-69.

62. Волкова Н.И., Френкель А.Е., Буданов В.И. и др. Эклогиты максютовского комплекса (Южный Урал): геохимические особенности и природа протолита // Геохимия, 2001. № 10. С.1027-1038.

63. Волобуев М.И., Зыков С.И., Ступникова Н.И. Геохронология докембрия Сангилена // Докембрий в фанерозойских складчатых поясах. JL: Наука, 1982. С.209-213.

64. Володичев О.И. Метаморфизм фации дистеновых гнейсов. Л.: Наука, 1975. 170с.

65. Володичев О.И. Беломорский комплекс Карелии (геология и петрология). JL: Наука, 1990. 245с.

66. Волчек E.H., Червяковский С.Г., Широбокова Т.Н. Геохимия РЗЭ в раннепалеозойских проявлениях эпикратонного рифтогенного вулканизма на Урале // Петрография на рубеже XXI века. Итоги и перспективы. Т. IV. Сыктывкар, 2000. С.30-32.

67. Ворощук Д.В., Гмыра В.Г. Состав гранатов и природа субстрата гранитоидных бластомилонитов ильменогорского комплекса// Ежегодник ИГГ УрО РАН. Екатеринбург, 1988. С.126-129.

68. Ворощук Д.В., Русин А.И. Опорный геологический разрез средней части Ильменогорско-Сысертской полиметаморфической зоны // Путеводитель геологических экскурсий. Екатеринбург, 2003. С.64-95.

69. Вулканизм Южного Урала. (И.Б.Серавкин, А.М.Косарев, Д.Н.Салихов и др.). М.: Наука, 1992.197с.

70. ГансерА. Геология Гималаев. М.: Мир, 1967. 351с.

71. Гапеева Г.М. Долериты Урала // Магматизм, метаморфизм, металлогения Урала. Свердловск, 1963. Т.2. С.267-268.

72. Гаранъ М.И. Возраст и условия образования древних свит западного склона Южного Урала. М.: Госгеолтехиздат, 1946.28с.

73. Гаррис М.А. Этапы магматизма и метаморфизма в доюрской истории Урала и Приуралья. М.: Наука, 1977. 296с.

74. Геологические типы метаморфизма в региональных структурах Урала: Объяснительная записка к карте типов и фаций метаморфизма Урала масштаба 1:1000000 (Ред.: Г.А.Кейльман и К.К.Золоев). Екатеринбург, 1991. 90с.

75. Гитар Ж. К вопросу о герцинском региональном метаморфизме палеозоя и докембрия Восточных Пиренеев // Региональный метаморфизм и метаморфогенное рудообразование. JI.: Наука, 1970. С.91-105.

76. Глебовицкий В.А. Проблема эволюции метаморфических процессов в подвижных областях. JI.: Наука, 1973. 128 с.

77. Глебовицкий В.А. Тектоника и региональный метаморфизм раннего докембрия восточной части Балтийского щита // Региональная геология и металлогения. Ст.-П., 1993. №1. С.7-24.

78. Глебовицкий В.А. Физико-химические и геологические связи метаморфизма с тектоникой и геодинамикой// Проблемы генезиса магматических и метаморфических пород. Ст.-П., 1998. С.3-4.

79. Глебовицкий В.А., Алексеев Н.Л., Доливо-Добровольский Д.В. Реакционные структуры и Р-Т режимы охлаждения глубинных образований Кандалакшско-Колвицкой структурно-формационной зоны, Кольский полуостров // ЗВМО, 1997. 4.CXXVI. №2. C.I-22.

80. Глебовицкий В.А., Другова Г.М., Ефимов С.П. и др. Термо- и барометрия метаморфических пород. JL: Наука, 1977.208с.

81. Глебовицкий В.А., Другова Г.М., Московченко Н.И. и др. Цикличность и направленность процессов регионального метаморфизма. Л.: Наука, 1978. 285с.

82. Глебовицкий В.А., Шемякин В.М. Главнейшие рубежи геологической эволюции Земли в раннем докембрии. М.: АОЗТ «Геоинформмарк», 1995. 48с.

83. Глубинное строение и геодинамика Южного Урала (проект Уралсейс). Отв. ред. А.Ф.Морозов. Тверь: ГЕРС, 2001. 286с.

84. Глубинные ксенолиты и верхняя мантия (Отв. ред. В.С.Соболев, Н.Л.Добрецов, Н.В.Соболев). Новосибирск: Наука, 1975.270с.

85. Глубинные ксенолиты и строение литосферы. М.: Наука, 1987. 232с.

86. Голдин Б.А., Калинин ЕЛ. Доордовикский магматизм севера Урала // Доордовикская история Урала. Т.5. Свердловск, 1980. С.3-30.

87. Голдин Б.А., Калинин Е.П., Пучков В.Н. Магматические формации западного склона севера Урала и их минерагения. Сыктывкар: УрО РАН, 1999. 214с.

88. Гончаренко А.И. Пластические деформации гипербазитов и их петрогенетическое значение // Сов. геология, 1976. №12. С.75-86.

89. Грачев А.Ф. Рифтовые зоны Земли. Л.: Недра, 1977.248с.

90. Грачев В.А., Кешъман Г.А. О минеральных ассоциациях гранулитовой фации в гнейсах Урала // Докл. АН СССР, 1967. Т.177. №6. С.1438-1441.

91. Грачев В.А., Кейльман Г.А., Крылов P.A. Геологический очерк салдинского гнейсового комплекса // Тр. II Урал, петрогр. совещ., T.V. Свердловск, 1969. С.39-44.

92. Грин Д.Х., Рингвуд А.Э. Экспериментальное изучение перехода габбро в эклогит и применение результатов этого изучения в петрологии // Петрология верхней мантии. М.: Мир, 1968. С.9-77.

93. Дагелайский В.Б., Зоубек В., Крылова М.Д. и др. Лептитовые (лептинитовые) формации в метаморфических комплексах докембрия Карело-кольской части Балтийского щита и Чешского массива //Метаморфизм раннего докембрия. Апатиты, 1980. С.31-46.

94. Денисова Е.А. Строение и деформационные структуры офиолитовых массивов с лерцолитовым типом разреза // Геотектоника, 1990. №2.С.14-27.

95. Дмитриев JI.B., Шараськин А.Я., Гаранин A.B. Основные черты магматизма дна океана // Проблемы петрологии. М.: Наука, 1976. С.173-189.

96. Добрецов H.JI. Глаукофансланцевые и эклогит-глаукофансланцевые комплексы СССР. Новосибирск: Наука, 1974. 430с.

97. Добрецов Н.Л. Модель глаукофансланцевого метаморфизма и ее отношение к проблемам францисканской толщи Калифорнии // Геология и геофизика, 1978. №11. С.7-13.

98. Добрецов Н.Л. Процессы коллизии в палеозойских складчатых областях Азии и механизмы эксгумации//Петрология, 2000. Т.8. №5. С.451-476.

99. Добрецов Н.Л., Ащепков И.В., Карманов Н.С. Особенности минералогии и генезиса пироповых перидотитов и эклогитов в породах кристаллических массивов Центральной и Юго-Западной Европы // Петрология и минералогия базитов Сибири. М.: Наука, 1989. С.50-70.

100. Добрецов Н.Л., Кирдяшкин А.Г., Гладков И.Н. Проблемы глубинной геодинамики и моделирование мантийных плюмов // Геология и геофизика, 1993. Т.34. №12. С.5-24.

101. Добрецов Н.Л., Молдаванцев Ю.Е., Казак А.П. и др. Петрология и метаморфизм древних офиолитов (на примере Полярного Урала и Западного Саяна). Новосибирск: Наука, 1977. 218с.

102. Добрецов Н.Л., Ревердатто В.В., Соболев B.C. и др. Фации метаморфизма. М.: Недра, 1970.432с.

103. Добрецов Н.Л., Соболев Н.В. Эклогиты и глаукофановые сланцы в складчатых областях // Кристаллическая кора в пространстве и времени: Метаморфические и гидротермальные процессы. М.: Наука, 1989. С.204-213.

104. Добрецов Н.Л., Тениссен К, Смирнова Л.В. Структурная и геодинамическая эволюция алмазсодержащих метаморфических пород Кокчетавского массива (Казахстан) // Геология и геофизика, 1998. Т.39. №12. C.I645-1666.

105. Добржинецкая Л.Ф. Деформации магматических пород в условиях глубинного тектогенеза. М.: Наука, 1989. 288с.

106. Докембрий Скандинавии. Ред. К.Ранкама. М.: Мир, 1967. 270с.

107. Доминиковский Г.Г. Петрография кристаллических сланцев средней части Ильменских гор // Тр. Ильменского гос. заповед. Свердловск, 1971. Вып. IX. C.130-I47.

108. ДоусонДж. Кимберлиты и ксенолиты в них.М.: Мир, 1983. 300с.

109. Древнейшие гранитоиды СССР. Комплекс серых гнейсов. (Ред. К.О.Кратц, С.Б.Лобач-Жученко, В.П.Чекулаев). JL: Наука, 1981. 152с.

110. Другова Г.М., Глебовицкий В.А., Никитина Л.П. и др. Гранулитовая фация метаморфизма. JL: Наука, 1972. 256с.

111. Другова Г.М., Глебовицкий В.А. и др. Высокоградиентные режимы метаморфизма в развитии земной коры. JL: Наука, 1982. 230с.

112. ДукГ.Г. Зеленосланцевые пояса повышенных давлениий (Горный Алтай). Л.: Наука, 1972. 182с.

113. Дучков А.Д., Соколова Л.С. Результаты геотермических исследований в Прибайкалье и юго-западном Забайкалье// Байкальский рифт. Новосибирск: Наука, 1975. С.73-93.

114. Душин В.А. Геодинамика и магматизм рифея Северной Евразии //Рифей Северной Евразии. Екатеринбург, 1997а. С.44-50.

115. Душин В.А. Магматизм и геодинамика палеоконтинентального сектора севера Урала. М.: Недра, 19976.213с.

116. ДъюиДж. Офиолиты и древние континентальные окраины (на примере аппалачско-каледонских структур) //Геология континентальных окраин. Т.З М.: Мир, 1979. С.293-312.

117. Евлентьев И.В.,Гауэр КЕ. Докембрийские образования восточного склона Урала // Стратиграфия архея и нижнего протерозоя СССР. Л.: Наука, 1979. С.205-214.

118. Елисеев H.A. Метаморфизм. М.: Недра, 1963. 428с.

119. Ефимов A.A. «Горячая тектоника» в гипербазитах и габброидах Урала // Геотектоника, 1977. № 1.С.24-42.

120. Ефимов A.A. Габбро-гипербазитовые комплексы Урала и проблема офиолитов. М.: Наука, 1984.232с.

121. Ефимов A.A. Платиноносный пояс Урала: история древней глубинной зоны, записанная в ее фрагментах // Магматизм, метаморфизм и глубинное строение Урала. 4.2. Екатеринбург, 1997. С.81-84.

122. Ефимов A.A., Потапова Т.А. Этапы метаморфизма и природа первичного вещества Западно-Войкарского комплекса метагабброидов (Полярный Урал) // Метаморфогенная металлогения Урала. Свердловск, 1988. С.62-64.

123. Ефимов A.A., Потапова Т.А. Лерцолит-габбро-гранулитовая серия: новый тип высокобарических метаморфитов, обнаруженный в войкарском офиолитовом комплексе (Полярный Урал) // Ежегодник ИГГ УрО АН СССР. Свердловск, 1991. С.59-62.

124. Ефимов A.A., Потапова Т.А. Парагенезис парагонит-клиноцоизит-кварц как индикатор условий высокобарического метаморфизма в нижней метагабброидной зоне Войкарского офиолитового аллохтона (Полярный Урал) // Докл. РАН, 1992. Т.323 .№ 1. С.137-141.

125. Ефимов A.A., Потапова Т.А., Берлимбле Д.Г., Маегов В.И Октаэдрический алюминий и натрий в клинопироксене уральских габбро и габбро-гранулитов: роль барического и химического факторов // Ежегодник ИГТ УрО РАН. Екатеринбург, 1995. С.68-70.

126. Ефимов A.A., Пучков В.Н. Офиолиты Урала: некоторые итоги изучения // Общие вопросы магматизма Урала. Свердловск, 1980. С.77-95.

127. Ефимов A.A., Рябкова H.H. О природе западной габбро-амфиболитовой зоны Войкаро-Сыньинского массива // Метаморфические породы в офиолитовых комплексах Урала. Свердловск, 1979. С.32-51.

128. Ефимов A.A., Царицын Е.П. Образование пироповых амфиболитов по оливиновым габброидам в контактовой зоне Кемпирсайского гипербазитового массива //Геология метаморфических комплексов Урала. Тр. СГИ. Вып. 116. Свердловск, 1975. С.26-35.

129. Ефимов И.А. Состав и происхождение эклогитовой магмы базальтоидного состава в подвижных складчатых зонах земной коры // Некоторые актуальные проблемы геологии и рудоносности складчатых поясов. Ташкент. 1968. С.36-42.

130. Ефимов И.А. Алмазоносные эклогиты и гранатовые перидотиты Кокчетавского антиклинория // Мат-лы V Всесоюзн. петрограф, совещ. Алма-Ата: Наука, 1976. T.I. С.155-158.

131. Ефимов И.А., Бурд Г.И Региональный метаморфизм, возраст и условия формирования некоторых глубинных пород Мугоджар // Сов. геология, 1970. №11. С.36-56.

132. Жариков В.А., Ишбулатов P.A., Чудиновских JI.T. Эклогитовый барьер и клинопироксены высоких давлений // Геология и геофизика, 1984. №12. С.54-63.

133. Жданова С.Н. Петрография и метаморфизм пород Шумгинско-Кувашской зоны (западный склон Южного Урала). Автореф. кандид. диссертации. Свердловск, 1987. 23с.

134. Жуланова И.Л. Ранний докембрий в структурах Верхояно-Чукотской и Корякско-Камчатской складчатых областей: сравнительная характеристика, закономерности эволюции // Докембрий в фанерозойских складчатых областях. С.-П.: Наука, 1992. С.158-172.

135. Заварицкий А.Н. Геологический и петрографический очерк Ильменского минералогического заповедника и его копей. М.,1939. 318с.

136. Заварицкий А.Н. Некоторые основные вопросы геологии Урала // Изв. АН СССР. Сер. геолог.,1941. Вып.З. С.36-111.

137. Закруткин В. В. Сравнительная характеристика амфиболов из пород амфиболитовой и гранулитовой фаций Анабарского щита // Геология и геофизика, 1961. №9. С.

138. Захаров O.A., Пучков В.Н. О тектонической природе максютовского комплекса зоны Уралтау. Уфа, 1994. 29с.

139. Зилъберман A.M., Чернышова Е.М., Кичигин Ю.Н. Новые проявления щелочно-ультраосновного вулканизма на западном склоне Среднего Урала // Доордовикская история Урала. Т.З. Свердловск, 1980. С.31-46.

140. Золоев К.К Месторождения хризотил-асбеста в гипербазитах складчатых областей. М.: Недра, 1975.192с.

141. Золоев К.К. Подвижные пояса Земли: эволюция, особенности магматизма и металлогении // Геология и минерагения подвижных поясов. Екатеринбург, 1997. С.60-78.

142. Золоев К.К., Рапопорт М.С., Попов Б.А. и др. Геологическое развитие и металлогения Урала. М.: Недра, 1981. 254с.

143. Золоев К.К., Попов Б.А., Рапопорт М.С. и др. Глубинное строение и металлогения подвижных поясов. М.: Недра, 1990. 191с.

144. Зоненшайн Л.П., Кориневский В.Г., Казьмин В.Г. и др. Строение и развитие Южного Урала с точки зрения тектоники литосферных плит // История развития Уральского палеоокеана. М., 1984. С.6-56.

145. Зорин С.А., Пыстина С.Н., Пыстин A.M. Состав гранатов гранат-ставролитовых сланцев Златоустовского района // Гранаты метаморфических комплексов Урала. Свердловск, 1980. С.77-78.

146. Иванов А.И. Возраст древних свит западного склона Урала. Уфа, 1946. 90с.

147. Иванов Б.Н., Баженов А.Г., Кошевой Ю.Н. Петрография и петрохимия гранитных мигматитов ильменогорского щелочного комплекса // Щелочные породы и гранитоиды Южного Урала. Свердловск, 1979. С.61-78.

148. Иванов Б.Н., Баженов А.Г., Кутепова JT.A. и др. Новые данные о геологическом строении метаморфического субстрата Ильменских гор // Доордовикская история Урала. Т.З. Свердловск, 1980. С.47-68.

149. Иванов К.П. Древнейшая платформенная вулканогенная формация на Урале // Вулканические образования Урала. Свердловск, 1978. С.50-68.

150. Иванов КС. Основные черты геологической истории (1,6-0,2 млрд. лет) и строение Урала. Докторская дисс. в форме научного доклада. Екатеринбург, 1998. 252с.

151. Иванов КС., Карстен Л.А., Малюски Г. Первые сведения о возрасте субдукционного (эклогит-глаукофанового) метаморфизма на Приполярном Урале // Палеозоны субдукции. Екатеринбург, 2000. С.121-128.

152. Иванов КС., Карстен Л.А., Эхтлер X. P-T-t эволюция и геодинамические условия образования максютовского эклогит-глаукофансланцевого комплекса Южного Урала // Магматизм, метаморфизм и глубинное строение Урала. Ч. 1. Екатеринбург, 1997. С. 182-185.

153. Иванов КС., Кориневский В.Г., Парначев В.П. О тектоническом режиме позднего докембрия и соотношении ордовикских и доордовикских отложений на западном склоне Южного Урала // Геологическая история Урала. Свердловск, 1981. С.49-58.

154. Иванов С.Н. О происхождении главных вулкано-плутонических ассоциаций геосинклиналей // Теоретические проблемы вулкано-плутонических формаций и их рудоносности. М.: Наука, 1969. С.163-187.

155. Иванов С.Н. Предельная глубина открытых трещин и гидродинамическая зональность земной коры // Ежегодник ИГГ УФАН СССР. Свердловск, 1970. С.213-232.

156. Иванов С.Н. О байкалидах Урала И ДАН СССР, 1977. Т.237. №5. С. 1144-1147.

157. Иванов С.Н. Метаморфизм разрыва плит // ДАН СССР, 1978. Т.238. №4. С.908-912.

158. Иванов С.Н. О байкалидах Урала и природе метаморфических толщ в обрамлении геосинклиналей. Свердловск, 1979. 78с.

159. Иванов С.Н. О байкалидах Урала и Сибири // Геотектоника, 1981. №5. С.47-65.

160. Иванов С.Н. Срединные массивы как результат тектонического расслоения литосферы //ДАН СССР, 1984. Т.279. №5. С.1181-1184.

161. Иванов С.Н. Зоны пластичных и хрупких деформаций в вертикальном разрезе литосферы // Геотектоника, 1990. №2. С.3-13.

162. Иванов С.Н. Вероятная природа главных сейсмических границ в земной коре континентов // Геотектоника, 1994. №3. С.3-11.

163. Иванов С.Н. О реологических моделях земной коры: критическое рассмотрение. Екатеринбург, 1998.40с.

164. Иванов С.Н., Ефимов A.A., Маркс В.А., Русин А.И. Процессы метаморфизма в истории геологического развития Урала // Общие вопросы магматизма Урала. Свердловск, 1980. С.96-110.

165. Иванов С.Н., Ефимов A.A., Минкин Л.М. и др. Природа Уральской геосинклинали // Докл. АН СССР, 1972. Т.206. №5. С.1117-1120.

166. Иванов С.Н., Иванов КС. Режимы и структуры растяжения земной коры Провинции бассейнов и хребтов в Кордильерах Северной Америки. Екатеринбург, 1996. 152с.

167. Иванов С.Н., Кориневский В.Г., Белянина Г.П. Реликты рифтовой океанической долины на Урале // ДАН СССР, 1973. Т. 211. №4. С.939-942.

168. Иванов С.Н., Краснобаев A.A., Русин А.И. Срединные массивы уральского подвижного пояса // Литология и осадочная геология докембрия. Алма-Ата, 1981. С.57-59.

169. Иванов С.Н., Краснобаев A.A., Русин А.И. Докембрий Урала // Докембрий в фанерозойских складчатых поясах. Л.: Наука, 1982. С.81-94.

170. Иванов С.Н., Краснобаев A.A., Русин А.И. Проблемы геологии докембрия Урала // Геология и палеонтология Урала. Свердловск, 1986. С.50-68.

171. Иванов С.Н., Нечеухин В.М. О времени зеленокаменных изменений и происхождении натровых и существенно калиевых магматических серий в геосинклинальных образованиях Урала // ДАН СССР, 1964. Т.157. №3. С.593-596.

172. Иванов С.Н., Русин А.И. Метаморфизм в крупном цикле формирования земной коры // Петрология и рудообразование. Свердловск, 1986. С.3-12.

173. ИвановС.Н., Русин А.И. Метаморфизм растяжения//ДАН СССР, 1987. Т.297.№5. С.1188-1191.

174. Иванов С.Н., Русин А.И. Эволюция метаморфизма в фанерозойских подвижных областях // Эволюция геологических процессов. Докл. совет, геол. на 28-м МГК. М.: Наука, 1989. С.67-76.

175. Иванов С.Н., Русин А.И. Метаморфизм пород осадочных бассейнов, связанных с растяжением земной коры // Тектоника осадочных бассейнов Северной Евразии. М., 1995. С.47-48.

176. Иванов С.Н., Русин А.И. Континентальный рифтовый метаморфизм // Геотектоника, 1997. №1.1. С.б-19.

177. Иванов С.Н., Русин А.И. Поздневендский этап тектонического развития Урала // Геотектоника, 2000. №3. С.21-32.

178. Иванов С.Н., Русин А.И., Маркс В.А. Тектонические аспекты эволюции метаморфизма (на примере Урала) // Вопросы метаморфизма докембрия. Апатиты, 1980. С.22-33.

179. Ильин В.А., Касымов М.А., Хайбулин P.P., Иванов А.И. Рубидий- стронциевое изохронное датирование докембрийского метаморфического комплекса Восточно-Мугоджарского антиклинория // Изотопная геохронология докембрия. Уфа, 1979. С.130-131.

180. Казак А.П., Казимирова Л.Х., Литвин П.А. Глаукофансланцевый пояс Зауралья // Геология метаморфических комплексов. Свердловск: СГИ, 1989. С.45-50.

181. Казьмин В.Г. Рифтовые структуры Восточной Африки раскол континента и зарождение океана. М.: Наука, 1987. 205с.

182. Камалетдинов М.А. Покровные структуры Урала. М.: Наука, 1974. 230с.

183. Камалетдинов М.А., Казанцева Т.Т. Аллохтонные офиолиты Урала. М.: Наука, 1983. 168с.

184. Карстен Л.А., Иванов КС., Шмелев В.Р. Высокобарические ассоциации в зоне Главного Уральского глубинного разлома // Магматизм и геодинамика. Кн. 2. Уфа, 1995. С.73-74.

185. Карстен Л.А., Иванов КС., Маслов A.B. и др. Природа машакской вулканогенно-осадочной ассоциации Башкирского мегантиклинория: новые геохимические данные // Рифей Северной Евразии. Екатеринбург, 1997. С.155-166.

186. Касымов М.А., Хайбулин P.P. О строении и метаморфизме докембрийских толщ Восточно-Мугоджарского антиклинория // Изв. АН КазССР, сер. геолог., 1979. № 1. С. 15-25.

187. Кац Ш.Н. Металлогенические аспекты регионального метаморфизма рифейских отложений западного склона Башкирского Урала // Докембрийские толщи Башкирского менантиклинория на Урале и их металлогения. Свердловск, 1978. С.49-55.

188. Кейльман Г.А. Результаты геологического картирования метаморфических комплексов Урала // Проблемы изучения геологии докембрия. М.: Наука, 1967. С.бб-71.

189. Кейльман Г.А. Мигматитовые комплексы подвижных поясов. М.: Недра, 1974. 200с.

190. Кейльман Г.А., Бутин В.В. Геологические условия образования глаукофановых сланцев и эклогитов Урала // Тр.СГИ. Вып. 116. Свердловск, 1975. С.5-14.

191. Кейльман Г.А., Золоев К.К. Изучение метаморфических комплексов. М.: Недра. 1989. 208с.

192. Кейльман Г.А., Мельников Е.П., Мельникова Н.И. О фациальных условиях метаморфизма пород уфалейского гнейсового комплекса // Метаморфизм горных пород Урала. Свердловск, 1970. С.8-17.

193. Кейльман Г.А., Минкин Л.М. Типы и эпохи метаморфизма на Урале // Магматизм, метаморфизм и рудообразование в геологической истории Урала. Свердловск, 1974. С. 160-169.

194. Келлер Б.М. Рифей и его место в единой стратиграфической шкале докембрия // Сов. геолог.,1973. №7. С.99-107.

195. Келлер Б.М. Системы верхнего докембрия// Изв. АН СССР. Сер. геолог., 1983. №12. С.54-67.

196. Келлер Б.М., Кратц КО. Общая стратиграфическая шкала докембрия СССР и пути ее совершенствования // Общие вопросы расчленения докембрия СССР. JT.: Наука, 1979. С. 127-146.

197. Кепежинскас КБ. Парагенетический анализ и петрохимия среднетемпературных метапелитов. Новосибирск: Наука, 1977. 198с.

198. Кимура Т. Древняя континентальная окраина Японии // Геология континентальных окраин. Т.З. М.: Мир, 1979. С. 169-183.

199. Кинг Б.К Природа происхождения мигматитов; метасоматоз или анатексис // Природа метаморфизма. М.: Мир, 1967. С.227-242.

200. Кинг Ф. Геологическое развитие Северной Америки. М.: ИЛ,1961. 299с.

201. Кинг Ф. Докембрийская геология США. М.: Мир, 1979. 95с.

202. Киселев В.В., Апаяров Ф.Х., Комаревцев В.Т. и др. Геолого-геохронологические рубежи докембрийской истории палеозоид Тянь-Шаня и Казахстана // Докембрий в фанерозойских складчатых областях. С.-П.: Наука, 1992. С.129-150.

203. Клюжина М.Л., Дембовский Б.Я. История геологического развития западного склона Урала в позднем докембрии и раннем палеозое // Геологическое развитие Урала. Достижения и проблемы. М.,1989. С.98-105.

204. Книгтер А.Л. Океаническая кора в структуре альпийской складчатой области. М.: Наука, 1975.208с.

205. Книгтер А.Л., Шараськин А.Я. Эксгумация пород верхней мантии и нижней коры при рифтогенезе // Геотектоника, 1998. №5. С.19-31.

206. Козаков И.К Докембрийские инфраструктурные комплексы палеозоид Монголии. Л.: Наука, 1986. 144с.

207. Козлов В.И., Краснобаев A.A., Ларионов H.H. и др. Нижний рифей Южного Урала. М.: Наука, 1989.208с.

208. Козлов В.И., Краснобаев A.A., Вейс А.Ф. и др. Стратотип рифея: строение, палеонтологическая характеристика, изотопный возраст // Стратиграфия верхнего протерозоя СССР (рифей и венд). Уфа, 1990. С.11-17.

209. Коллерсон К.Д., Бриджуотер Д. Метаморфическая эволюция раннеархейских тоналитовых и трондьемитовых гнейсов района Саглек, Лабрадор // Трондьемиты, дациты и связанные с ними породы. М.: Мир, 1983. С. 157-203.

210. Колман Р.Г. Офиолиты. М.: Мир, 1979. 262с.

211. Кононова В.А. Щелочные магматические серии пород и источники слагающего их вещества (по данным изотопных отношений Sr, О, С) // Докл. сов. геолог, на 26-м МГК. Петрология. М.,1980. С.30-40.

212. Копылова М.Г., Геншафт Ю.С., Дашевская Д.М. Петрология верхнемантийных и нижнекоровых ксенолитов северо-западного Шпицбергена// Петрология, 1996. Т.4. №5. С.533-560.

213. Коржинский Д.С. Парагенетический анализ кварцсо держащих бедных кальцием кристаллических сланцев архейского комплекса Ю. Прибайкалья // Зап.ВМО, 1936. 4.LXV. Вып. 2. С.247-276.

214. Коржинский Д.С. Гранитизация как магматическое замещение // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1952. № 2. С.56-69.

215. Коржинский Д.С. Физико-химические основы анализа парагенезисов минералов. М.: АН СССР, 1957. 184с.

216. Коржинский Д.С. Теоретические основы анализа парагенезисов минералов. М.: Наука, 1973.288с.

217. Кориковский С.П. Метаморфизм, гранитизация и постмагматические процессы в докембрии Удокано-Становой зоны. М.: Наука, 1967. 298с.

218. Кориковский С.П. Влияние некоторых внешних условий на состав и парагенезисы кальциевых амфиболов // Метасоматизм и другие вопросы физико-химической петрологии. М.: Наука, 1968. С. 138164.

219. Кориковский С.П., Федоровский B.C. Ранний докембрий Патомского нагорья. М.: Наука, 1980.300с.

220. Коротеев В.А. Среднепалеозойский вулканизм в формировании земной коры восточного склона Южного Урала. Автореф. доктор, диссерт. Миасс, 1982.48с.

221. Коротеев В.А., Зоненшайн Л.П., Парначев В.П. и др. Офиолиты Южного Урала. Свердловск: Унц АН СССР, 1985.80с.

222. Коротеев В.А., Дианова Т.В., Кабанова Л.Я. Среднепалеозойский вулканизм восточной зоны Урала. М.: Наука, 1979. 132с.

223. Корсаков Л.П. Глубинные гранулиты. М.: Наука, 1978. 151с.

224. Косарев A.M. Субокеанические базальты на Южном Урале // Магматизм, метаморфизм и глубинное строение Урала. Ч. 2. Екатеринбург, 1997. С.29-30.

225. Коссовская А.Г. Минеральные преобразования пород океанического субстрата. (Эпигенез и начальный метаморфизм). М.: Наука, 1981. 183с.

226. Костюк Е.А. Статистический анализ и парагенетические типы амфиболов метаморфических пород. М.: Наука, 1970. 312с.

227. Котов Н.В. Мусковит-хлоритовый палеотермометр // Докл. АН СССР, 1975. Т.222. №3. С.701704.

228. Краснобаев A.A. Основные итоги и проблемы геохронологического изучения Урала // Доордовикская история Урала. Т.1. Свердловск, 1980. С.28-39.

229. Краснобаев A.A. Циркон как индикатор геологических процессов. М.: Наука, 1986. 148с.

230. Краснобаев A.A., Бородина Н.С. Геохимические особенности, генезис и возрастная корреляция рифейских гранитоидов и липаритовых порфиров Златоустовского района (Южный Урал) // Вопросы петрологии гранитоидов Урала. Свердловск, 1970. С. 124-153.

231. Краснобаев A.A., Давыдов В.А., Ленных В.И. и др. Возраст цирконов и рутилов Максютовского комплекса (предварительные данные) // Ежегодник ИГГ УрО РАН. Екатеринбург, 1996. С. 13-16.

232. Краснобаев A.A., Давыдов В.А., Чередниченко Н.В. Уран-свинцовый возраст цирконов метаморфических пород Мугоджар // Ежегодник ИГГ УрО РАН. Екатеринбург, 1997. С. 147-150.

233. Краснобаев A.A., Давыдов В.А., Чередниченко Н.В. Цирконовая геохронология ильменогорской свиты и некоторые геологические следствия // Ежегодник ИГГ УрО РАН. Екатеринбург, 1998. С.157-160.

234. Краснобаев A.A., Ленных В.И., Жданова С.Н., Холодное В.В. Реликты гранулитового метаморфзма в породах ильменогорского комплекса (Южный Урал) // Докл. АН СССР, 1980. Т.253. №5. С.1193-1196.

235. Краснобаев A.A., Нечеухин В.М., Давыдов В.А., Соколов В.Б. Цирконовая геохронология и проблемы террейнов Уральской аккреционно-складчатой системы // Уральский минералогический сборник. №8. 1998. С.196-206.

236. Краснобаев A.A., Ронкин Ю.Л., Степанов А.И., Лепихина О.П. О возрасте гранитизации и природе субстрата гнейсов сысертско-ильменогорского комплекса // Ежегодник ИГГ УНЦ АН СССР. Свердловск, 1978. С.3-6.

237. Краснобаев A.A., Русин А.И. Схематический геолого-радиологический разрез докембрия Урала // Ежегодник ИГГ УНЦ АН СССР. Свердловск, 1979. С.7-9.

238. Краснобаев A.A., Сумин Л.В. Геохимическая и геохронологическая гетерогенность цирконов полиметаморфических комплексов (на примере тараташского комплекса на Южном Урале) // Геохимия, 1983. №4. С.590-602.

239. Кратц КО., Глебовицкий В.А., Былинский Р.В. и др. Земная кора восточной части Балтийского щита. Л.: Наука, 1978. 228с.

240. Краузе С.Н., Маслов В.А. Ордовик, силур и нижний девон западного склона Башкирского Урала. Уфа, 1961. 96с.

241. Крылов P.A., Закожурников В.П. Геологическое строение и метаморфические фации салдинского комплекса//Тр. СГИ. Свердловск, 1970. С.22-26.

242. Крылова М.Д., Фиала И. Состав минералов лапландских гранулитов в сравнении с составом минералов гранулитов Молданубикума (по результатам микрозондовых анализов) // Геохимия, 1985. № 7. С.970-978.

243. Кузьмин М.И. Геохимия магматических пород фанерозойских подвижных поясов. Новосибирск: Наука, 1985. 200с.

244. Кузнецов Е.А. Очерк метаморфизма на Урале // Магматизм, метаморфизм, металлогения Урала. T.III. Свердловск, 1963. С.159-164.

245. Кумбс Д.С. Минеральные фации низких ступеней метаморфизма в Новой Зеландии // Тр. 21-й сесс. МГК. М.: ИЛ, 1963. С.146-167.

246. Курбацкая Ф.А. Эпигенез и метагенез в древних толщах западного склона Среднего Урала // Геология и петрография Западного Урала. Вып.4. Пермь, 1968. С.115-121.

247. Курбацкая Ф.А. Формации и палеотектоника Уральской окраины Восточно-Европейской платформы в позднем докембрии. Автореф. доктор, дисс. Пермь: ПГУ, 1985. 38с.

248. Кусиро И., Йодер Г.С. Реакция между форстеритом и анортитом при высоких давлениях //Петрология верхней мантии. М.: Мир, 1968. С.294-299.

249. Кутепова Л.А., Иванов Б.Н., Баженов А.Г. Опорный разрез через ильменогорский комплекс (ср. часть Ильменских гор). Свердловск, 1982. 69с.

250. Ламберт Р.Ст.Дж., Холланд Дж.Г. Геохимия гнейсов Амитсок. Предварительные наблюдения // Ранняя история Земли. М.: Мир, 1980. С.201-212.

251. Левин В.Я., Панков Ю.Д. Вопросы мигматизации и гранитизации пород района восточной и южной части Ильменских гор // Магматизм, метаморфизм, металлогения Урала. T.III. Свердловск, 1963. С.203-218.

252. Левин В.Я., Роненсон Б.М., Баженов А.Г., Левина H.A. Гранитный и миаскитовый анатексис в сиале (на примере Ильменогорско-Вишневогорского комплекса) // Магматизм, метаморфизм и рудообразование в геологической истории Урала. Свердловск, 1974. С.133-149.

253. Леликов Е.П. Метаморфические комплексы окраинных морей Тихого океана. Владивосток, 1992.168с.

254. Ленных В.И. Региональный метаморфизм докембрийских толщ западного склона Южного Урала и хребта Урал-Тау (Путеводитель Урал-Тауской экскурсии). Свердловск, 1968. 68с.

255. Ленных В.И. Эклогитовый и глаукофановый метаморфизм в истории Урала // Магматизм, метаморфизм и рудообразование в геологической истории Урала. Свердловск, 1974. С.170-183.

256. Ленных В.И. Эклогит-глаукофансланцевый пояс Южного Урала. М.: Наука, 1977. 160с.

257. Ленных В.И. Бластомилониты различных уровней метаморфизма в полиметаморфических комплексах Урала // Метаморфизм горных пород Урала. Свердловск, 1979. С. 16-34.

258. Ленных В.И. Метаморфические комплексы западного склона Урала // Доордовикская история Урала. Свердловск, 1980а. С.3-40.

259. Ленных В.И. Гранаты тараташского гранулитового комплекса // Гранаты метаморфических комплексов Урала. Свердловск, 19806. С.3-7.

260. Ленных В.И. Са-молекула Эскола в клинопироксенах высокобарических комплексов // Минералогия Урала. Т.1. Миасс, 1998. С. 170-171.

261. Ленных В.И., Белякова Л.Т. Рифтогенный и геосинклинальный доордовикский вулканизм западного склона Урала// Докембрийские вулканогенно-осадочные комплексы Урала. Свердловск, 1986. С.25-49.

262. Ленных В.И., Вализер П.М., Пучков В.И. Глаукофановые сланцы и амфиболиты в северозападном контакте Войкаро-Сыньинского гипербазитового массива (Полярный Урал) // Метаморфические породы в офиолитовых комплексах Урала. Свердловск, 1979. С.3-31.

263. Ленных В.И., Петров В.И. О калиевых щелочных базальтоидах в обрамлении тараташского комплекса // Вулканизм Южного Урала. Свердловск, 1974. С.146-164.

264. Летников Ф.А. Образование алмазов в глубинных тектонических зонах // ДАН СССР, 1983. Т.271. № 2. С.433-435.

265. Летников Ф.А., Логачев H.A., Емельянов Е.М. и др. Флюидный режим рифтовых зон // Основные проблемы рифтогенеза. Новосибирск: Наука, 1977. С.51-60.

266. Летников Ф.А., Савельева В.Б., Балышев С.А. Петрология, геохимия и флюидный режим тектонитов. Новосибирск: Наука, 1986. 222с.

267. Лобач-Жученко С.Б., Глебовицкий В.А. Геология и геохронология докембрия Балтийского щита // Геология и геохронология докембрия. Л.: Наука, 1991. С.71-80.

268. Лобковский Л. И. Двухярусная тектоника геодинамические и геолого-геофизические следствия // Геологическая история территории СССР итектоника плит. М.: Наука, 1989. С.121-135.

269. Логачев H.A., Зорин Ю.А., Шерман С.И. Геодинамика континентальных рифтов // Геология и геофизика, 1982. №12, С.13-21.

270. Логинов В.П. Пренит-пумпеллиитовая фация регионального метаморфизма в Главной зеленокаменной полосе Среднего Урала // Магматические формации, метаморфизм, металлогения Урала. Т.5. Свердловск, 1969. С.137-134.

271. Лукьянов A.B. Пластические деформации и тектоническое течение горных пород литосферы // Тектоническая расслоенность литосферы. М.: Наука, 1980. С. 105-147.

272. Лунгерсгаузен Г.Ф. О фациальной природе и условиях отложения древних свит Башкирского Урала// Сов. геология, 1947. №18. С.35-74.

273. Лутков B.C., Россовский Л.Н. Мантийные включения в щелочных базальтах Эфиопского рифта // Докл. АН СССР, 1990. Т.315. №6. С. 1446-1450.

274. Лутц Б.Г., Минеев Д.А. Парагенетический анализ и минералогия метаморфических пород Уфалейского массива на Урале // Редкие элементы в породах различных метаморфических фаций. М.: Наука, 1967. С.59-104.

275. Лучинин И.Л., Еремеев С.П., Шагалов Г.А. и др. Субсеквентный магматизм Урала и его металлогенические особенности // Магматизм, метаморфизм и рудообразование в геологической истории Урала. Свердловск, 1974. С.149-159.

276. Львов Б.К. Петрология, минералогия и геохимия гранитоидов Кочкарского района (Южный Урал). Л.: ЛГУ, 1965. 164с.

277. Львов Б.К. Причины и следствия формирования гомологичных полиформационных гранитоидных комплексов // Магматизм, метаморфизм и глубинное строение Урала. Екатеринбург, 1997. С.166-169.

278. Львов К.А. К тектонике западного склона Южного Урала // Уч. зап. Казанского гос. ун-та, 1936. Т.96. Вып. 102. Кн.З. С.27-32.

279. Магматизм и метаморфизм как индикаторы геодинамического режима островных дуг (Отв. ред. О.А.Багатиков). М.: Наука, 1982. 249с.

280. Маегов В.И. О природе габброидов восточной части Хабар нинско го массива // Метаморфические породы в офиолитовых комплексах Урала. Свердловск, 1979. С.52-62.

281. Мак-Грегор В.П. Архейские серые гнейсы и происхождение континентальной коры: данные по району Готхоб, западная Гренландия // Трондьемиты, дациты и связанные с ними породы. М.: Мир, 1983. С.131-156.

282. Макрыгина В.А. Геохимия регионального метаморфизма и ультраметаморфизма умеренных и низких давлений. Новосибирск, 1981. 200с.

283. Макрыгина В.А., Ширяева В.А. Влияние давления на состав метаморфических гранатов различных фациальных серий И Докл.АН СССР, 1980. Т.250. №4. С.959-963.

284. Мамаев Н.Ф. Древние толщи Восточно-Уральского мегаантиклинория. М.: Наука, 1967. 143с.

285. Маракушев A.A. Проблемы минеральных фаций метаморфических и метасоматических горных пород. М.: Наука, 1965. 328с.

286. Маракушев A.A. Термодинамика метаморфической гидратации минералов. М.: Наука, 1968,200с.

287. Маракушев A.A. Общие вопросы метаморфизма // Обзорные карты и общие проблемы метаморфизма. Т. 2. Новосибирск, 1972. С.22-41.

288. Маракушев A.A. Петрогенезис и рудообразование. М: Наука, 1979. 264с.

289. Маракушев A.A., Бобров A.B., Ленных В.И. Признаки полифациальности и природа эклогитов максютовского комплекса на Южном Урале // Магматические и метаморфические образования Урала и их металлогения. Екатеринбург, 2000. С.214-233.

290. Маракушев A.A., Мишкин М.А., Тарарин H.A. Метаморфизм Тихоокеанского пояса. М., 1971.134с.

291. Маркс В.А. О региональном зеленокаменном метаморфизме раннегеосинклинальных серий вулканитов восточного склона Урала и Мугоджар // Метаморфизм горных пород Урала. Свердловск, 1979. С.52-61.

292. Маслов A.B. Осадочные ассоциации рифея стратотипической местности. Екатеринбург, 1997.220с.

293. Маслов В.А. Девон восточного склона Южного Урала. М.: Наука, 1980. 240с.

294. Матвеева С.С., Павлова Т.Г. Гранитоиды Мугоджар. М.: МГУ, 1988. 150с.

295. Махлаев Л. В. Гранитоиды севера Центрально-Уральского поднятия (Полярный и Приполярный Урал). Екатеринбург, 1996. 150с.

296. Мельников Е.П. Новые данные о времени и характере метаморфизма пород уфалейского гнейсово-мигматитового комплекса // Тр. СГИ. Вып.108. Свердловск, 1974. С.26-30.

297. Менард Г. У. Геология дна Тихого океана. М.: Мир, 1966. 273с.

298. Менерт К. Мигматиты и происхождение гранитов. М.: Мир, 1971. 328с.

299. Метаморфические комплексы Азии. Отв. ред.: В.С.Соболев, Г.Г.Лепезин, Н.Л.Добрецов. Новосибирск: Наука, 1977. 350с.

300. Метаморфические комплексы фундамента Русской плиты. Отв. ред.: В.Б.Дагелайский, Л.П.Бондаренко. Л.: Наука, 1978. 224с.

301. Мизенс Г.А. Седиментационные бассейны и геодинамические обстановки в позднем девоне -ранней перми юга Урала. Екатеринбург, 2002. 190с.

302. Мизин В.И. Позднепротерозойский вулканизм севера Урала. Л.: Наука, 1988. 175с.

303. Мшановский Е.Е. Рифтогенез в истории Земли. М.: Недра, 1983. 279с.

304. Миловский A.B. Метаморфизм // Геология СССР. T.XXI. 4.1. М.: Недра, 1970. С.42-56.

305. Миловский A.B., Гетлинг Р.В., Фонарев В.И., Рошкован Г.Р. Петрохимия и петрология докембрийских метаморфических толщ Мугоджар // Магматические формации, метаморфизм, металлогения Урала, Т.V. Свердловск, 1969. С.12-24.

306. Мишин Л.М. Карта метаморфизма Северного, Среднего и северо-восточной части Южного Урала (Объяснительная записка). Свердловск, 1975. 276с.

307. Минкин Л.М., Яковлева О.М. Новые данные о метаморфизме горных пород плато Кваркуш // Геология метаморфических комплексов Урала. Свердловск, 1974. С.31-36.

308. Митрофанов Ф.П. Современные проблемы и некоторые решения докембрийской геологии кратонов // Литосфера, 2001. № 1. С.5-14.

309. Митрофанов Ф.П., Бибикова Е.В. и др. Архейский изотопный возраст тоналитовых «серых» гнейсов в структурах каледонид Центральной Монголии // ДАН СССР, 1985. Т.284. №3. С.670-674.

310. Митрофанов Ф.П., Зайцев Н.С., Козаков И.К., и др. Докембрий Западной Монголии и Южной Тувы // Докембрий в фанерозойских складчатых поясах. Л.: Наука, 1982. С. 196-209.

311. МиясироА. Метаморфизм и метаморфические пояса. М.: Мир, 1976. 536с.

312. МиясироА., АкиК, ШенгерА. Орогенез. М.: Мир, 1985. 286с.

313. Миясиро А., Сидо Ф., Юинг М. Метаморфизм в пределах Срединно-Атлантического хребта близ 24 и 30° с.ш. // Петрология изверженных и метаморфических пород дна океана. М.: Мир, 1973. С. 140153.

314. Молдаванцев Ю.Е. Метаморфический пояс севера Урала // Тр. 1-го Урал, петрограф, совещ., Т.З. Свердловск, 1963. С.219-221.

315. Молдаванцев Ю.Е., Перфильев A.C. Связь магматизма с тектоникой на севере Урала // Тр. 1-го Урал, петрограф, совещ., Т.1. Свердловск, 1963. С.121-137.

316. Нечеухин В.М. Региональный зеленокаменный метаморфизм вулканогенных пород Баймакского района на Южном Урале // Метаморфизм горных пород главной вулканогенной зоны Урала. М.: Наука, 1969. С.5-119.

317. Нечеухин В.М., Берлянд Н.Г., Пучков В.Н., Соколов В.Б. Глубинное строение, тектоника, металлогения Урала. Свердловск, 1986. 107с.

318. Никифоров О.В., Калеганов Б.А. Калий-аргоновое датирование зонального метаморфизма плато Кваркуш И Ежегодник ИГТ УрО АН СССР. Свердловск, 1991. С.78-79.

319. Огородников В.Н. Метаморфизм пород Джабык-Карагайского метаморфического комплекса // Геология метаморфических комплексов. Вып. 8. Свердловск, 1980. С.110-116.

320. Ожиганов Д.В. Белорецкий комплекс западного склона Южного Урала // Геология СССР. М.:Недра, 1964. Т.13.4.1. С.71-78.

321. ОллиА.И. Древние отложения западного склона Урала. Саратов, 1948. 413с. Павленкова Н.И. Глубинное строение территории СССР // Актуальные проблемы тектоники СССР. М.: Наука, 1988. С.36-45.

322. Павлов Ю.П. Структурно-геологическая позиция, зональный метаморфизм и метаморфогенные полезные ископаемые узынкайрактинской серии Восточных Мугоджар. Автореф. кандид. диссертации. Свердловск, 1990. 22с.

323. Павлова Т.Г. О возрасте гнейсово-мигматитовых комплексов Южного Урала // Бюл.МОИП. Отд. геол., 1988. Т.63. №.1. С.103-109.

324. Павловский Е.В. О возрасте и тектонике докембрийского цоколя герцинид Западной Европы // Изв. АН СССР, 1975. Сер. геолог. №2. С.5-12.

325. Панков Ю.Д. Ильменогорский метаморфический комплекс // Тр. Ильменского гос. зап. Вып.1Х. Свердловск, 1971. С.61-129.

326. Панеях H.A., Соболев С.Ф. Петрохимические типы офиолитов Южного Урала // Изв. АН СССР. Сер. геолог., 1987. №7. С.36-50.

327. Панеях H.A., Соболев C.B., Петрова Т.Л., Меламедов C.B. Природа амфиболитов Кемпирсайского и Мамытского массивов // Изв. АН СССР. Сер. геолог., 1983. №2. С.25-37.

328. Парначев В.П. Магматизм и осадконакопление в позднедокембрийской истории Южного Урала. Автореф. докторской диссертации. Свердловск, 1988. 33с.

329. Парначев В.П., Ротарь А.Ф., Ротарь З.М. Среднерифейская вулканогенно-осадочная ассоциация Башкирского мегаантиклинория (Южный Урал). Свердловск, 1986. 105с.

330. Парначев В.П., Титунина И.В. К петрологии эффузивных пород айской свиты западного склона Южного Урала// Магматические комплексы Среднего и Южного Урала. Свердловск, 1982. С.38-50.

331. Пейдж Р. У., Мак-Каллох М. Т., Блэк Л.П. Изотопные данные об основных событиях в докембрии Австралии // Геология докембрия. 27 МГК. Секция С.05. Т.5. М.: Наука, 1984. С.14-35.

332. ПейвеА.В. Океаническая кора геологического прошлого // геотектоника, 1969. №4. С.5-24. ПейвеА.В. Тектоника и развитие Урала и Аппалачей сравнение // Геотектоника, 1973. №3. С.З13.

333. Перцев А.Н., Савельев A.A. Габбро-амфиболиты в подошве офиолитов Кемпирсайского массива на Южном Урале: петрологические и тектонические аспекты формирования // Геотектоника, 1994. №3. С.21-35.

334. Перчук Л.Л., Доминиковский Г.Г. Закономерности минеральных парагенезисов ильменогорских амфиболитов, кристаллических сланцев и мигматитов // Тр. II Урал, петрограф, сов. Свердловск, 1969. T.V. С.53-61.

335. Перчук Л.Л., Рябчиков И.Д. Фазовое соответствие в минеральных системах. М.: Недра, 1976.287с.

336. Петров В.П., Беляев O.A., Волошина З.М. и др. Метаморфизм супракрустальных комплексов раннего докембрия (северо-восточная часть Балтийского щита). JL: Наука, 1986. 272с.

337. Петров Г.А. Метаморфизм зоны Главного уральского разлома на Северном Урале и его геодинамические аспекты // Геология метаморфических комплексов. Екатеринбург, 1992. С.58-71.

338. Петров Г.А., Фриберг П.М., Ларионов А.Н. Новые данные по возрасту салдинского метаморфического комплекса // Проблемы петрогенезиса и рудообразования. Екатеринбург, 1998. C.118-120.

339. Петрология и железорудные месторождения тараташского комплекса. Отв. ред.: В.И.Ленных и А.И.Белковский. Свердловск, 1978. 137с.

340. Петрология изверженных и метаморфических пород дна океана. М.: Мир, 1973. 262с.

341. Платен Г. фон Экспериментальное исследование анатексиса и генезис мигматитов // Природа метаморфизма. М.: Мир, 1967. С.211-226.

342. Плюснин К.П. Сдвиговые структуры восточного склона Южного Урала // Геотектоника, 1966. № 4. С.57-68.

343. Плюснина Л.П. Экспериментальное исследование нижней границы образования клинопироксенов в метабазитах // Докл. АН СССР, 1982. Т.266. №5. С. 1248-1250.

344. Плюснина Л.П. Экспериментальное исследование равновесий метабазитов, геотермобарометрия // Эксперимент в решении актуал. задач геологии. М.,1986. С. 174-183.

345. Плюснина Л.П., Лихойдов Г.Г. Анализ плагиоклаз-роговообманковой ассоциации на примере метабазитов уфалейского комплекса // Докембрийско-раннепалеозойская история развития Урала. Свердловск, 1980. С.67-69.

346. Подсосова Л.Л. Байкальский геосинклинальный этап в развитии структуры, магматизма и металлогении Полярного Урала. Автореф. кандидат, диссерт. Новосибирск, 1977. 42с.

347. Потапова Т.А. Высокобарические метабазиты Западно-Войкарской зоны (Полярный Урал). Автореф. кандидат, диссерт. Свердловск, 1990. 21с.

348. Пронин В.А., Захарова A.A., Алексеев A.A. Метаморфизм вулканогенных толщ Бурибайского меднорудного района // Магматические формации, метаморфизм, металлогения Урала. Свердловск, 1969. С.152-158.

349. Пронин A.A. Роль глыбовых движений земной коры в развитии геосинклинальных областей // Строение и развитие земной коры. М.: Наука, 1964. С.178-183.

350. Пронин A.A. Основные черты истории тектонического развития Урала. Каледонский цикл. Л.: Наука, 1971.215с.

351. Путеводитель экскурсии Вишневые-Ильменские горы. Второе Урал, петрограф, совещ. Свердловск, 1966. 68с.

352. Пучков В.Н. Батиальные комплексы пассивных окраин геосинклинальных областей. М.: Наука, 1979.260с.

353. Пучков В.Н. Тектоническая природа западного склона Урала // Метаморфизм и тектоника западных зон Урала. Свердловск, 1984. С.3-9.

354. Пучков В.Н. Геодинамический контроль регионального метаморфизма на Урале // Геотектоника, 1996. №2. С. 16-33.

355. Пучков В.Н. Коллизионная модель формирования эклогит-глаукофансланцевого метаморфического пояса Урала//Новые данные по геологии Урала. Свердловск, 1987. С.154-162.

356. Пучков В.Н. Структурные соотношения докембрия и палеозоя на периферии Башкирского антиклинория (Южный Урал) // Докл. РАН, 1997а. Т.352. №5. С.667-671.

357. Пучков В.Н. Позднепротерозойские структуры Южного Урала // Рифей Северной Евразии. Екатеринбург, 19976. С.127-142.

358. Пучков В.Н. Палеогеодинамика Южного и Среднего Урала. Уфа: Даурия, 2000. 146с.

359. Пучков В.Н., Карстен Л.А., Шмелев В.Р. Важнейшие черты геологического строения восточного склона Приполярного Урала // Геология и палеонтология Урала. Свердловск, 1986. С.75-88.

360. Пучков В.Н., Рапопорт М.С., Ферштатер Г.Б. и др. Тектонический контроль палеозойского гранитоидного магматизма на восточном склоне Урала // Исслеования по петрологии и металлогении Урала. Свердловск, 1986. С.85-94.

361. Пушкарев Е.В. Истощенные лерцолиты Хабарнинского массива на Южном Урале // Ежегодник ИГГУрО РАН. Екатеринбург, 1998. С.109-111.

362. Пушкарев Е.В., Гуляева Т.Я. Высокобарические гранатовые гипербазиты Миндякского массива на Южном Урале // Ежегодник ИГГ УрО РАН. Екатеринбург, 1995. С.82-86.

363. Пушкарев Е.В., Ферштатер Г.Б. Дифференциация высокоизвестковистых ультраосновных магм и проблема генезиса дунит-клинопироксенит-габбровых комплексов // Магматизм, метаморфизм и глубинное строение Урала. 4.2. Екатеринбург, 1997. С.117-119.

364. Пушкарев Е.В., Ферштатер Г.Б., Беа Ф. Геохимия РЗЭ, как критерий принадлежности Восточнохабарнинского комплекса к гипербазит-габбровым ассоциациям Платиноносного типа // Ежегодник ИГГ УрО РАН. Екатеринбург, 1996. С.90-93.

365. Пыстин A.M. Александровский гнейсово-амфиболитовый комплекс // Вулканизм, метаморфизм и железистые кварциты обрамления тараташского комплекса. Свердловск, 1978. С.3-33.

366. Пыстин А.М. Полиметаморфические комплексы западного склона Урала. С.-П.: Наука, 1994.207с.

367. Пыстина С.Н., Пыстин A.M. Эволюция состава мусковитов метаморфических и магматических пород таганайской свиты (Южный Урал) // Минералогия и петрография Южного Урала. Свердловск, 1978. С. 18-30.

368. Разваляев A.B. Континентальный рифтогенез и его предыстория. М.: Недра, 1988. 191с.

369. Ранняя история Земли. Ред.: Б.Уиндли. М.: Мир, 1980. 620с.

370. Рапопорт М.С., Рудица Н.И. Магматическая геология позднегерцинских орогенных гранитоидов Урала // Магматические и метаморфические образования Урала и их металлогения. Екатеринбург, 2000. С.116-129.

371. Рассказова А.Д. Петрология гранулитов Селянкинского блока Ильмено-Вишневогорского комплекса (Ю.Урал). Автореф. кандид. дисс. Свердловск, 1988. 17с.

372. Рассказова А.Д. Геологическое строение Ильменских-Вишневых гор // Уфимская широтная структура Урала. Миасс, 1992. С.18-32.

373. Ревердатто В.В. Фации контактового метаморфизма. М.: Недра, 1970.

374. Ревердатто В.В. Тектоническая обусловленность метаморфизма и моделирование // Тектоника и геодинамика: общие и региональные аспекты. Т.Н. М.: ГЕОС, 1998. С.110-112.

375. Ревердатто В.В., Шеплев B.C. Геодинамические факторы метаморфизма и их моделирование: обзор и анализ проблемы //Геология и геофизика, 1998. Т. 39. № 12. С.1679-1692.

376. Ревердатто В.В., Шеплев B.C., Полянский О.П. Метаморфизм погружения и эволюция рифтовых впадин: модельное приближение // Петрология, 1995. Т.З. №1. С.37-44.

377. Резанов И.А. Новая модель земной коры континентов // Изв. высш. учебн. завед. Геология и разведка. 1985. №1. С.14-19.

378. Ремизов Д.Н. Эволюция островодужной системы Полярного Урала // Петрография на рубеже XXI века. Итоги и перспективы. T. IV. Сыктывкар, 2000. С.135-138.

379. Рингвуд А.Е. Состав и петрология мантии Земли. М.: Недра, 1981. 584с. Романов Б.М. К вопросу о развитии Уральской палеозойской геосинклинали / Мат-лы по геолог, и полезн. ископ. Урала. Вып.6. М.: Госгеолтехиздат, 1958. С. 13-34.

380. Романов В.А. Основные этапы и фазы тектогенеза Южного Урала // Тектоника и магматизм Южного Урала. М.: Наука, 1974. С.22-34.

381. Ронкин Ю.Л., Иванов К.С., Карстен Л.А. и др. K-Ar, Rb-Sr, Sm-Nd, U-Pb изотопная систематика метаморфических комплексов Среднеуральского ареала Главного глубинного разлома // Геология и полезные ископаемые Западного Урала. Пермь: ПГУ, 1997. С.14-16.

382. Ронкин Ю.Л., Носков А.Г., Журавлев Д.З. Sm-Nd изотопная система сысертского гнейсово-мигматитового комплекса // Ежегодник ИГГ УрО РАН. Екатеринбург, 1993. С.135-139.

383. Ротару З.М. Геология Маярдакского антиклинория (Южный Урал). Автореф. кандидат, диссерт. Свердловск, 1986. 21с.

384. Руженцев C.B. Краевые офиолитовые аллохтоны. М.: Наука, 1976.171с.

385. Румянцева H.A. Щелочной вулканизм западного склона Урала // Доордовикская история Урала. Т.З. Свердловск, 1980. С.3-29.

386. Румянцева H.A. Доордовикские вулканические формации Оченырдского поднятия // Магматизм и метаморфизм зоны сочленения Урала и Восточно-Европейской платформы. Свердловск, 1984. С.19-35.

387. Румянцева H.A., Кукуй A.A. Вулканические формации Урала индикаторы геодинамических обстановок // Типы магматизма Урала. Свердловск, 1987. С.46-54.

388. Рундквист Д.В. Докембрий в фанерозойских складчатых областях // Докембрий в фанерозойских складчатых областях. С.-П.: Наука, 1992. С.7-10.

389. Русин А.И. Мигматиты Восточно-Мугоджарского антиклинория // Изв. АН КазССР, 1972. №1.1. С.56-61.

390. Русин А.И. К геологической интерпретации метаморфизма ильменогорского комплекса // Геология, тектонический режим и металлогения метаморфизма. Т.1. Свердловск, 1977. С.91-93.

391. Русин А.И. Гранитоиды докембрия Восточно-Мугоджарского антиклинория // Проблемы докембрийского магматизма. JL: Наука, 1974. С.107-110.

392. Русин А.И. Комплексы бластокатаклазитов //Ежегодник ИГГ УНЦ АН СССР. Свердловск, 1978.1. С.77-78.

393. Русин А.И. Мигматиты метаморфических комплексов Урала //Метаморфизм горных пород Урала. Свердловск, 1979а. С.62-100.

394. Русин А.И. Раннедокембрийские комплексы Урала и некоторые вопросы их корреляции с кристаллическими образованиями Восточно-Европейской платформы // Петрол. и корреляц. кристал. комплексов В.-Европейской платформы. Киев: Наукова Думка, 19796. С.224-225.

395. Русин А. И. Дорифейские метаморфические комплексы восточного склона Урала//Доордовикская история Урала. Т.З.Сведловск,1980а. С.41-59.

396. Русин А.И. Контрастные режимы метаморфизма уральской эвгеосинклинали // Ежегодник ИГГ УНЦ АН СССР. Свердловск, 19806. С.71-73.

397. Русин А.И. Тектонический режим метаморфизма высоких давлений // Вопросы петрологии и металлогении Урала. Т.2. Свердловск, 1981. С.139-141.

398. Русин А.И. Марганцовистые гранаты мугоджарского мигматитового комплекса // Ежегодник ИГГ УНЦ АН СССР. Свердловск, 19816. С.106-109.

399. Русин А.И. Блоки фундамента Русской платформы в зоне ее сочленения с Уралом // Метаморфизм и тектоника западных зон Урала. Свердловск, 1984. С.43-49.

400. Русин А.И. Рифтовый метаморфизм растяжения в мантийных и сиалических блоках Урала // Ежегодник ИГГУрО АН СССР. Свердловск, 1991. С.64-66.

401. Русин А.И. Метаморфическая история подвижных областей неогея // Метаморфогенная металлогения Урала. Свердловск, 1992а. С.29-44.

402. Русин А.И. Модель кианит-силлиманитового метаморфизма континентальных рифтов // Ежегодник ИГГ УрО РАН. Екатеринбург, 19926. С.54-55.

403. Русин А.И. «Изограда биотита» в мусковит-хлоритовых парагенезисах // Ежегодник ИГГ УрО РАН. Екатеринбург, 1994. С.80-86.

404. Русин А.И. Полный цикл развития литосферы подвижных областей и проблема периодизации докембрия // Главнейшие рубежи геологической эволюции Земли в докембрии и их изотопно-геохронологическое обоснование. С.-Петербург, 1995а. С.6-7.

405. Русин А. И. Высокобарический метаморфизм Мамытского габбро-гипербазитового массива (Южный Урал) // Ежегодник ИГГ УрО РАН. Екатеринбург, 19956. С.86-93.

406. Русин А.И. Китарсайская эклогит-перидотитовая ассоциация Мугоджар //Ежегодник ИГГ УрО РАН. Екатеринбург, 1996а. С.99-103.

407. Русин А. И. Карта метаморфизма северной части Кваркушского поднятия (Северный Урал) // Ежегодник ИГГ УрО РАН. Екатеринбург, 19966. С.96-99.

408. Русин А.И. Унифицированная модель высоко- и сверхвысокобарического метаморфизма орогенных областей // Ежегодник ИГГ УрО РАН. Екатеринбург, 1997а. С.50-55.

409. Русин А.И. Метаморфизм рифейских формаций в фанерозойских складчатых областях Северной Евразии //Рифей Северной Евразии. Екатеринбург, 19976. С.57-64.

410. Русин А.И. Континентальный рифтовый и коллизионный метаморфизм орогенных областей // Тектоника и геодинамика: общие и региональные аспекты. Т.2. М.:ГЕОС. 1998а. С.136-138.

411. Русин А.И. Поздневендская коллизия в зоне Урала: миф или реальность (?). // Ежегодник ИГГ УрО РАН. Екатеринбург, 19986. С.56-62.

412. Русин А.И. Проблемы метаморфизма коллизионных орогенов // Проблемы генезиса магматических и метаморфических пород. С.-П., 1998в. С.185-186.

413. Русин А.И. О субдукционных моделях высоко- и сверхвысокобарического метаморфизма // Палеозоны субдукции: тектоника, магматизм, метаморфизм, седиментогенез. Екатеринбург, 1999. С. 129130.

414. Русин А.И Литосферное растяжение и проблемы тектогенеза позднего докембрия // Ежегодник ИГГУрО РАН. Екатеринбург, 2000а. Р.97-104.

415. Русин А.И. Метаморфизм и геодинамика // Петрография на рубеже XXI века. Итоги и перспективы. Т. И. Сыктывкар, 20006. С.97-100.

416. Русин А.И., Аустрхайм X., Глодни И. Метагранитоиды и кварц-полевошпатовые гнейсы в эклогитовой фации (хр. Марун-Кеу, Полярный Урал) // Ежегодник ИГГ УрО РАН. Екатеринбург, 2001. С.90-98.

417. Русин А.И., Ворощук Д.В., Аустрхайм X., Глодни И. Динамика кристаллизации порфиробласта граната в режиме декопресии (марункеуский комплекс, Полярный Урал) // Ежегодник ИГГ УрО РАН. Екатеринбург, 2002. С.130-134.

418. Русин А.И., Краснобаев A.A. Древнейшая кора и проблема серых гнейсов на Урале // Природные ассоциации серых гнейсов архея. Л.: Наука, 1984. С.94-104.

419. Русин А.И., Краснобаев A.A. О природе раннедокембрийской земной коры в зоне Урала // Ежегодник ИГГ УрО АН СССР. Свердловск, 1989. С.3-6.

420. Русин А.И., Краснобаев A.A. Природа докембрия в фанерозойских складчатых областях // Докембрий в фанерозойских складчатых областях. С.-П.: Наука, 1992. С. 17-28.

421. Русин А.И., Маркс В.А. Вопросы геолого-тектонической типизации метаморфических комплексов Урала // Геология и металлогения метаморфических комплексов. Свердловск, 1977. С.83-101.

422. Русин А.И., Маркс В.А., Яковлева О.М. Катакластические деформации и термодинамический режим метаморфизма зон разломов // Метаморфизм горных пород Урала. Свердловск, 1979. С.3-15.

423. Русин А.И., Никифоров О.В. Сосуществующие белые слюды и хлориты в комплексах высокого и низкого давления (плато Кваркуш, Северный Урал) // Региональная минералогия Урала. Т.2. Свердловск, 1990. С.114-115.

424. Русин А.И., Никифоров О.В. Глаукофансланцевый метаморфизм Северного Урала//Ежегодник ИГГ УрО АН СССР.Свердловск, 1991. С.62-64.

425. Русин А.И., Никифоров О.В., Яковлева О.М. Проблемы метаморфизма зоны сочленения Урала и Тимана // Ежегодник ИГГ УрО АН СССР. Свердловск, 1989. С.56-58.

426. Русин А.И., Носков А.Г. Состав гранатов и метаморфизм сысертского комплекса // Ежегодник ИГГ УрО РАН. Екатеринбург, 1993. С.50-54.

427. Русин А.И., Русин И.А. Пироксены как индикаторы барических условий глубинного петрогенезиса//Минералог. Урала. Т.П. Миасс, 1998. C.99-I02.

428. Русин А.И., Тельгузиев А.Т. Петрология гранитоидных формаций Восточно-Мугоджарского антиклинория // Мат-лы 2-й Республиканской конф. молод, геологов КазССР. Усть-Каменогорск, 1970. С.43-44.

429. Русин И.А. О минальном составе клинопироксенов перидотитов лерцолитсодержащих массивов Южного Урала // Магматизм, метаморфизм и глубинное строение Урала. Екатеринбург, 1997. С.123-125.

430. Русин И.А. Особенности состава минералов перидотитов массива Нурали (Южный Урал) // Ежегодник ИГГ УрО РАН. Екатеринбург, 1998. С.111-114.

431. Русин И.А. О зональном строении пироксенов массива Нурали (Южный Урал) // Ежегодник ИГГ УрО РАН. Екатеринбург, 1999. С.129-132.

432. Рутланд Р.У.Р. Избыточное тектоническое давление // Природа метаморфизма. М.: Мир, 1967. С. 125-146.

433. Руттен М.Г. Геология Западной Европы. М.: Мир, 1972. 446с.

434. Рябчиков И.Д., Богатиков O.A., Пилоян Г.О., Бабанский А.Д. Механизм генерации океанических толеитовых магм // Магматические и метаморфические породы дна океана и их генезис. М., 1983. С.17-24.

435. Савельева Г.Н. Габбро-гипербазитовые комплексы офиолитов Урала и их аналоги в современной океанической коре. М.: Наука, 1987. 246с.

436. Савельева Г.Н., Перцев А.Н. Мантийные ультрамафиты в офиолитах Южного Урала, Кемпирсайский массив //Петрология, 1995. Т.З. №2. С.115-132.

437. Савельева Г.Н., Шараськин А.Я., Савельев A.A. и др. Офиолиты зоны сочленения южных уралид с окраиной Восточно-Европейского континента // Урал: фундаментальные проблемы геодинамики и стратиграфии. М.: Наука, 1998. С.93-117.

438. Савельева Г.Н., Щербаков С.А., Денисова Е.А. Роль высокотемпературных деформаций при формировании дунитовых тел в гарцбургитах // Геотектоника, 1980. №3. С. 16-26.

439. Салихов Д.Н., Митрофанов В.А. Интрузивный магматизм верхнего девона нижнего карбона Магнитогорского мегасинклинория (Южный Урал). Уфа: БНЦ РАН, 1994. 142с.

440. Салихов Д.Н., Яркова A.B. Нижнекаменноугольный вулканизм Магнитогорского мегасинклинория. Уфа: БНЦ УрО РАН, 1992. 138с.

441. Салоп Л.И. Геологическое развитие Земли в докембрии. JL: Недра, 1982. 344с.

442. Самаркин Г.И., Нечеухин В.М., Самаркина Е.Я. О выделении позднедевонского краевого вулкано-плутонического пояса на восточном склоне Урала // Докл. АН СССР, 1980. Т.255. №4. С.945-949.

443. Самаркин Г.И., Самаркина Е.Я. Гранитоиды Южного Урала. М.: Наука, 1988. 209с.

444. Самыгин С.Г., Лейтес A.M. Тектоническое развитие Урала и Аппалачей в палеозое // Закономерности формирования структуры континентов в неогее. М.: Наука, 1986. С.67-84.

445. Саттон Дж. Современные представления о факторах, контролирующих метаморфизм // Природа метаморфизма. М.: Мир, 1967. С.24-48.

446. Саттон Дж. Тектонические соотношения в архее // Ранняя история Земли. М.: Мир, 1980. С.108-114.

447. Сезько А.И. Геология докембрия юго-запада Сибирской платформы и ее обрамления // Геология и геохронология докембрия Сибирской платформы и ее обрамления. JL: Наука, 1990. С.38-49.

448. Семенов И.В., Яковлева О.М. Роговики юго-восточного обрамления габбрового массива горы Кумба апогаббровые бластокатаклазиты или экзоконтактовые аповулканогенные образования ? // Ежегодник УрО РАН. Екатеринбург, 1994. С.29-34.

449. Семихатов М.А. Стратиграфия и геохронология протерозоя. М.: Наука, 1974. 300с.

450. Семихатов М.А. Новейшие шкалы общего расчленения докембрия: сравнение // Стратиграфия. Геол. корреляция. 1993. Т.1. №1. С.6-20.

451. Семихатов М.А., Шуркин К.А., Аксенов Е.М. и др. Новая стратиграфическая шкала докембрия СССР// Изв. АН СССР. Сер. геол., 1991. №4. С.3-13.

452. Сергеев С.А., Левченков O.A., Лобач-Жученко С.Б., Яковлева С.З. 3.5 млрд. лет древнейший возраст, установленный для Балтийского щита // Докл. АН СССР, 1989. Т.308. №4. С.942-945.

453. Силантьев С.А. Метаморфические породы дна Атлантического океана. М.: Наука, 1984. 103с.

454. Силантьев С.А., Мироненко М.В., Базылев Б.А., Семенов Ю.В. Метаморфизм связанный с гидротермальными системами срединно-океанических хребтов: опыт термодинамического моделирования // Геохимия, 1992. № 7. С. 1015-1034.

455. Симонов В.А., Ступаков С.И. Палеогеодинамика офиолитов Алтае-Саянской складчатой области по петролого-минералогическим данным // Тектоника и геодинамика: общие и региональные аспекты. Т.2. М.: ГЕОС, 1998. С. 183-185.

456. Ситдиков Б.С., Низамутдинов А.Г., Полянин В.А. Петрология и геохимия пород кристаллического фундамента востока Русской платформы. Изд. Казанского университета. 1980. 168с.

457. Слодкевич В.В. Параморфозы графита по алмазу // ЗВМО, 1982. Ч.СХ1. В.1. С.13-33.

458. Смирнов В.Н. Орогенный гранитоидный магматизм восточного склона Среднего Урала // Магматизм, метаморфизм и глубинное строение Урала. Екатеринбург, 1997. С.201-204.

459. Смирнов Ю.Д. История развития Уральской складчатой области в докембрии // Геология докембрия. Докл. сов. геологов. МГК XXII сессия. М.: Недра, 1964. С.195-207.

460. Сначев В.И., Шулькин Е.П., Муркин В.П., Кузнецов Н.С. Магматизм Восточно-Уральского пояса Южного Урала. Уфа, 1990. 178с.

461. Соболева A.A. Кислые вулканиты севера Урала. Автореф. кандид. дисс. Сыктывкар, 2000. 17с. Соболев И.Д. О гранитных формациях Урала // Магматизм, метаморфизм и металлогения Урала. T.III. Свердловск, 1963. С.5-10.

462. Соболев И.Д. Основные черты и проблемы геологического строения Урала // Рудная база Урала. М.: Наука, 1972. С.3-46.

463. Соболев Н.В. Глубинные включения в кимберлитах и проблема состава верхней мантии. Новосибирск: Наука, 1974. 264с.

464. Соболев Н.В., Шацкий B.C. Проблема генезиса эклогитов метаморфических комплексов // Геология и геофизика, 1986. №9. С.3-11.

465. Соболев Н.В., Шацкий B.C. Включения минералов углерода в гранатах метаморфических пород // Геология и геофизика, 1987. №7. С.77-80.

466. Советов Ю.К. Позднерифейский рифтогенез и байкальский цикл геодинамического развития Сибирской платформы // Рифей Северной Еврвзии. Екатеринбург, 1997. С.223-230.

467. Соколов В.Б. Строение земной коры Урала // Геотектоника, 1992. №5. С.3-19. Соколов Ю.М., Мельников Е.П., Маханек Е.К., Мельникова Н.И. Минерагения метаморфогенных месторождений горного хрусталя и гранулированного кварца. Л.: Наука, 1977. 120с.

468. Сомин M.JI. Некоторые аспекты тектонической обстановки глаукофанового метаморфизма // Геотектоника, 1984. №6. С.8-20.

469. Сомин M.JI. Реакция кристаллического цокаля при формировании складчатых поясов // Тектоника и геодинамика: общие и региональные аспекты. Т.2. М.: ГЕОС, 1998. С.199-202.

470. Сорохтин О.Г., Ушаков С.А. Природа тектонической активности Земли. М.: ВИНИТИ, 1993. Т. 12.290с.

471. Старков Н.П. К вопросу о метаморфизме древних свит западного склона Северного Урала // Магматизм, метаморфизм, металлогения Урала. T.3. Свердловск, 1963. С.223-233.

472. Старков Н.П. Рифейско-палеозойские магматические комплексы западного склона Среднего и Северного Урала // Доордовикская история Урала. T.5. Свердловск, 1980. С.31-61.

473. Старков В.Д., Знаменский Н.Д. Гранитоидный магматизм Восточно-Мугоджарского поднятия. М.: Наука, 1977. 132с.

474. Стратиграфические схемы Урала (докембрий, палеозой). Екатеринбург: Роскомнедра, ИГГ УрО РАН, 1993.

475. Судовиков Н.Г. Региональный метаморфизм и некоторые проблемы петрологии. Изд. ЛГУ. 1964.550с.

476. Тарни Дж. Геохимия архейских высокометаморфизованных гнейсов. Вывод о происхождении и эволюции докембрийской земной коры // Ранняя история Земли. М.: Мир, 1980. С.407-420.

477. Тектоника Урала (объяснительная записка к тектонической карте Урала масштаба 1:1000000). Авт.: А.В.Пейве, С.Н.Иванов, В.М.Нечеухин и др. М.: Наука, 1977. 120с.

478. Тернер Ф.Дж. Эволюция метаморфических пород. М.: ИЛ, 1951. 284с.

479. Тернер Ф.Дж., Ферхуген Дж. Петрология изверженных и метаморфических пород. М.: ИЛ, 1961.592с.

480. Удовкина Н.Г. Эклогиты Полярного Урала на примере южной части хр. Марун-Кеу. М.: Наука, 1971. 192с.

481. Удовкина Н.Г. Эклогиты СССР. М.: Наука, 1985. 286с.

482. Уильяме Г., Стивене Р. Древняя континентальная окраина на востоке Северной Америки // Геология континентальных окраин. T.3. М.: Мир, 1979. С. 129-147.

483. Уиндли Б. Ф. Новые тектонические модели эволюции архейских континентов и океанов // Ранняя история Земли. М.: Мир, 1980. С.115-122.

484. Утенков В.А. Мигматиты в зоне метаморфизма фации ставролитовых сланцев и эпидотовых амфиболитов (восточное обрамление вишневогорского комплекса) И Щелочные породы и гранитоиды Южного Урала. Свердловск, 1979. С.79-89.

485. Ушаков С.А., Галушкин Ю.И. Литосфера Земли. 4.1. Кинематика плит и океаническая литосфера (под ред. В.В.Федынского и К.С.Лосева). Физика Земли. М.: ВИНИТИ, 1978. T.3. 272с. Файф У., Прайс Н., Томпсон А. Флюиды в земной коре. М: Мир, 1981. 436с.

486. Файф У, Тернер Ф„ Ферхуген Дж. Метаморфические реакции и метаморфические фации. М.: ИЛ, 1962.

487. Федькин В.В. Ставролит. М.: Наука, 1975. 272с.

488. Федькин В.В. Геотермобарометрия метапелитовых комплексов и проблема эволюции метаморфизма // Эксперимент в решении актуальных задач геологии. М.: Наука, 1986. С. 183-200.

489. Ферштатер Г.Б. О парагенезисе магниевых и кальциево-магниевых ультрамафитов (к проблеме парных магматических комплексов) // Высокомагнезиальный магматизм раннего докембрия. Петрозаводск, 1989. С.75-83.

490. Ферштатер Г.Б., Беа Ф. Геохимическая типизация Уральских офиолитов // Геохимия, 1996. №3. С. 195-218.

491. Ферштатер Г.Б., Бородина Н.С. Петрология магматических гранитоидов (на примере Урала). М.: Наука, 1975. 287с.

492. Ферштатер Г.Б., Бородина Н.С., Пушкарев Е.В., Чащухина В.А. Кольцевые пироксенит-сиенитоидные интрузивы в гарцбургитах Хабарнинского массива на Южном Урале // Ежегодник ИГГ УНЦ АН СССР. Свердловск, 1981. С.57-62.

493. Ферштатер Г.Б., Бородина Н.С., Рапопорт М.С. и др. (Эрогенный гранитоидный магматизм Урала. Миасс, 1994. 250с.

494. Ферштатер Г.Б., Бородина Н.С., Осипова Т.А., Шардакова Г.Ю. Высокобарические апогранитные метаморфиты Уральского орогена // Петрография на рубеже XXI века. Итоги и перспективы. Т. IV. Сыктывкар, 2000. С.203-206.

495. Фишман М.В., Голдин Б.А. Гранитоиды центральной части Приполярного Урала. М.-Л.: АН СССР, 1963. 108с.

496. Фонарев В.И., Гетлинг Р.В., Горохов С.С. К происхождению аплитовидных пород кандыкаринской свиты докембрия Южных Мугоджар // Геолог, и разведка, 1966. № 8. С.50-58.

497. Формирование земной коры Урала (Авт.: С.Н.Иванов, В.Н.Пучков, К.С.Иванов и др.). М.: Наука, 1986.248с.

498. Фридингер ПДж., Ревердатто В.В., Полянский О.П. Метаморфизм погружающихся осадков в рифтогенных структурах земной коры (модельный подход) // Геология и геофизика, 1991. N°9. С. 81-91.

499. Фролова Т.Н., Бурикова И.А. Геосинклинальный вулканизм (на примере восточного склона Южного Урала. М.: МГУ, 1977. 279с.

500. Хаггерти С.Е., Фанг А.Т., Паш Дж.М. Мантийный ряд и геохимия высокобарических и высокотемпературных эклогитов из Западной Африки (Коиду) и кратона Каапвааль (Ягерсфонтейн) // Геология и геофизика, 1993. Т.34. №12. С.59-91.

501. Хаин В.Е. Направленность, цикличность и неравномерность развития земной коры //Строение и развитие земной коры. М.: Наука, 1964. С.13-28.

502. Хаин В.Е. Региональная геотектоника. Альпийский Средиземноморский пояс. М.: Недра, 1984.344с.

503. Хаин В.Е. Крупномасштабная цикличность в тектонической истории Земли и ее возможные причины // Геотектоника, 2000. №6. С.3-14.

504. Хаин В.Е., Божко H.A. Историческая геотектоника. Докембрий. М.: Недра, 1988. 382с.

505. Хаин ЕВ., Бибикова Е.В., Душин В.А., Федотова A.A. О возможных связях между Палеоазиатским и Палеоатлантическим океанами в вендское и раннепалеозойское время // Тектоника и геодинамика: общие и региональные аспекты. Т.2. М.: ГЕОС, 1998. С.244-246.

506. Хайбулин P.P. Региональный метаморфизм и гранитизация пород докембрийского фундамента Восточно-Мугоджарского антиклинория//Автореф. кандидат, дисс. Алма-Ата, 1981. 24с.

507. ХаркерА. Метаморфизм. ОНТИ.1937.

508. Харленд У.Б., Кокс A.B., Ллевеллин П.Г. и др. Шкала геологического времени. М.: Мир, 1985.140с.

509. Харъкив А.Д., Похиленко Н.П., Соболев Н.В. Крупные ксенолиты катаклазированных лерцолитов из кимберлитовой трубки Удачная (Якутия) // Геология и геофизика, 1983. №1. С.74-80.

510. Хмара А.Я., Бурд Г.И. Бугетысайское месторождение антофиллит-асбеста // Геолог, рудн. месторождений, 1971. Т.13. №1. С.36-43.

511. Хорева Б.Я. Типы регионального метаморфизма и тектонические условия их проявления в подвижных поясах // Геотектоника, 1966. С.

512. Хеллем Э. Великие геологические споры. М.: Мир, 1985. 216с.

513. Херасков Н.П. Тектоника и формации. Избранные труды. М.: Наука, 1967.404с.

514. Цветков A.A., Суханов М.К., Говоров Г.И. Закономерности развития магматизма современных и палеоостровных дуг (на примере Курильской и Северо-Кавказской) // Океан, магматизм: эволюция, геол. корреляция. М.,1986. С.185-218.

515. Чащухин И.С., Вотяков С.Л., Уймин С.Г., Быков В.Н. О природе ультрамафитов массивов Крака (Южный Урал) // Ежегодник ИГГ УрО РАН. Екатеринбург, 1998. С. 116-121.

516. Червяковский Г.Ф. Среднепалеозойский вулканизм восточного склона Урала. М.: Наука, 1972.229с.

517. Чернышов И.В., Кононова В.А., Крамм У.,Грауерт Б. U-Pb-систематика и соотношение возраста миаскитов и карбонатитов в Ильменогорском массиве щелочных пород (Урал) // Тез. докл. 27-го МГК. Т.4. М.,1984. С.281-282.

518. Чесноков Б.В., Попов В.А. Увеличение объема зерен кварца в эклогитах Южного Урала // Докл. АН СССР, 1965. Т. 162. №4. С.909-910.

519. Чесноков C.B. Проблема ильменогорских гнейсов // Тр. Ильмен. гос. запов. Вып. IX. Свердловск, 1971. С.33-60.

520. Чеботарева НА. Железистые кварциты тараташского метаморфического комплекса Юж. Урала. Автореф. канд. дисс. М., 1974.24с.

521. Чувашов Б.И. Динамика в развитии Предуральского краевого прогиба // Геотектоника, 1998. №3.1. С.22-37.

522. Чувашов Б.И. Палеотектоника уральского подвижного пояса и его обрамления в поздней перми // Доклады АН, 1999. Т.369. №3. С.361-364.

523. Чухонин А.П., Кузьмин В.К., Шулешко И.К и др. О составе и возрасте древнейших пород Охотского срединного массива // Докембрий в фанерозойских складчатых областях. С.-П.: Наука, 1992. С.151-158.

524. Шалагинов В.В. Глаукофансодержащие сланцы восточного склона Северного Урала // Геология метаморфических комплексов Урала. Свердловск: СГИ, 1975. С. 15-22.

525. Шалагинов В.В. Раннедокембрийские комплексы уральского складчатого пояса и их минерагения // Геология и минерагения подвижных поясов. Екатеринбург, 1997. С.159-173.

526. Шатский Н.С. Очерки тектоники Волго-Уральской нефтеносной области и смежной части западного склона Южного Урала. М.: МОИП, 1945. 130с.

527. Шатский Н.С. Рифейская эра и байкальская складчатость // Избранные труды. Т.1. М.: АН СССР, 1963. С.600-619.

528. Шацкий B.C., Ягоуц Э., Козьменко O.A. Sm-Nd датирование высокобарического метаморфизма максютовского комплекса (Южный Урал) // ДАН, 1997. Т. 352. № 6. С.812-815.

529. Шацкий B.C., Ягоуц Э., Козьменко O.A., Блинчик Т.М., Соболев Н.В. Возраст и происхождение эклогитов Кокчетавского массива (Северный Казахстан) // Геология и геофизика, 1993. Т.34. №12. С.47-58.

530. Шемякин В.М. Петрология чарнокитоидов раннего докембрия. Д.: Наука, 1988. 232с.

531. Шкодзинский B.C. Проблемы физико-химической петрологии и генезиса мигматитов. Новосибирск: Наука, 1976.

532. Шмелев В.Р. О природе двупироксеновых базитов Западновойкарской зоны (Полярный Урал) // Ежегодник ИГГУрО РАН. Екатеринбург, 1993. С.58-61.

533. Штейнберг Д.С. О химической классификации эффузивных горных пород. Свердловск: УФ АН СССР, 1964. 106с.

534. Штейнберг Д.С. О специфике магматизма западного склона Урала // Вулканические образования Урала. Свердловск, 1968. С.17-25.

535. Штейнберг Д.С. Геологическая история Урала и петрология // Магматизм метаморфизм и рудообразование в геологической истории Урала. Свердловск, 1974. С.39-58.

536. Штейнберг Д.С. О классификации гранитоидов и гранитов // Вопросы петрологии и геохимии гранитоидов Урала. Свердловск, 1975.С.З-10.

537. Штейнберг Д.С. Геологические проблемы метаморфизма на Урале // Геология и металлогения метаморфических комплексов. Свердловск, 1977. С.102-116.

538. Штейнберг Д.С., Левин В.Я. Основные проблемы геологического строения, истории формирования и состава ильменогорского комплекса метаморфических и магматических пород // Тр. Ильменского гос. заповедника. Вып.1Х. Свердловск, 1971. С.6-22.

539. Штейнберг Д.С., Чащухин И.С., Коптелова О.М., Уймин С.Г. Иситы Кемпирсайского гипербазитового массива // Актуальные проблемы магматической геологии, петрологии и рудообразования. Екатеринбург, 1995. С.161-166.

540. Штилле Г. Современные деформации земной коры в свете изучения деформаций, происходивших в более ранние эпохи // Земная кора. М.: ИЛ, 1957. С. 187-208.

541. Штилле Г. Введение в строение Америки // Избр. тр. М.: Мир, 1964. С.202-273.

542. Штилле Г. Ассинтская тектоника в геологическом лике Земли. М.: Мир, 1968. 255с.

543. Шуркин К.А. К вопросу о классификации ультраметаморфических пород вообще и мигматитов в частности (по материалам исследований в Зап. Беломорья) // Тр. ЛАГЕД АН СССР, 1957. Вып.7. С.74-108.

544. Шуркин К.А., Горлов Н.В., Салье М.Е. и др. Беломорский комплекс Северной Карелии и юго-запада Кольского полуострова. Тр. ЛАГЕД АН СССР, 1962. Вып. 14. 306с.

545. Щербак Н.П., Бибикова Е.В. Стратиграфия и геохронология раннего докембрия СССР // Геология докембрия. 27МГК. Секция С.05. Т.5. М.: Наука, 1984. С.3-14.

546. Щербаков С.А. Пластические деформации ультрабазитов офиолитовой ассоциации Урала. М.: Наука, 1990. 120с.

547. Эвгеосинклинальные габбро-гранитоидные серии (Г.Б.Ферштатер, Л.В.Малахова, Н.С.Бородина и др.). М.: Наука, 1984. 264с.

548. Эрнст У. Метаморфизм и древние континентальные окраины // Геология континентальных окраин. Т.З.М.: Мир, 1979. С.265-269.

549. Эшуорт Дж.Р., Иоганнес В., Грант Дж.А. и др. Мигматиты. М.: Мир, 1988. 344с.

550. Язева Р.Г. Андезитовый магматизм Урала. Автореф. доктор, диссерт. Свердловск: УНЦ АН СССР, 1989. 32с.

551. Язева Р.Г., Бочкарев В.В. Войкарский вулкано-плутонический пояс. Свердловск: УНЦ АН СССР, 1984. 156с.

552. Язева Р.Г., Бочкарев В.В. Силурийская островная дуга Урала: структура, развитие, геодинамика //Геотектоника, 1995. №6. С.32-44.

553. Язева Р.Г., Бочкарев В.В. Геология и геодинамика Южного Урала. Екатеринбург, 1998. 204с.

554. Язева Р.Г., Пучков В.Н., Бочкарев В.В. Реликты активной континентальной окраины в структурах Урала// Геотектоника, 1989. № 3. С.76-85.

555. Яковлева О.М. О термодинамических условиях образования роговиков экзоконтакта пироксенитов массива Денежкин Камень Платиноносного пояса // Ежегодник ИГГ УрО АН СССР. Свердловск, 1987. С.55-57.

556. Ярославцева Н.С. Метаморфизм магматических пород зеленокаменной зоны Мугоджар. Автореф. канд. дисс. Алма-Ата, 1975. 24с.

557. Ярославцева Н.С. Петрология и метаморфизм базальтоидов зеленокаменной зоны Мугоджар. Алма-Ата: «Наука» Каз.ССР, 1984. 172с.

558. Ярощук М.А., Коржнев М.Н., Пиковский Е.Ш. Этапы преобразования пород и метаморфогенные железорудные формации Тараташского блока Урала //Метаморфогенная металлогения Урала. Свердловск, 1992. С.81-89.

559. Aberg G. Middle proterozoic anorogenic magmatism in Sweden and woldwide // Lithos, 1988. V.21. N4. P.279-289.

560. Alt J.C., Zuleger E., Erzinger J. Mineralogy and stable isotopic compositions of hydrothermally altered lower sheeted dikes complex, Hole 504B, Leg 140 // Proc. ODP, Sci. Results, 1995. V.137/140. P.155-166.

561. Anderson Т., Sundvoll B. Strontium and neodymium isotopic composition of an early tinguiate (nepheline microsyenite) in Fen complex, Telemark, Southeast Norway: age and petrogenetic implications // Bull. Norg. geol. unders., 1987. N 409. P.29-34.

562. Anderson J.L. Proterozoic anorogenic granite plutonism of North America // Proterosoic Geol., 1983. P.133-154.

563. Anderton R. Sedimentation and tectonics in the Scottish Dalradian // Scottish J. Geol.,1985. V.21. N4. P.407-436.

564. Andreasson P.-G. Early evolution of the Late Proterozoic Baltoscandian margin: inferences from rift magmatism// Geol. foren. Stockholmforhandl., 1987. V.109. N4. P.336-340.

565. Andreasson P.-G., Gorbatschev R. Metamorphism in extensive nappe terrains: a study of the Central Scandinavian Caledonides // Geol. foren. Stockholm forhandl., 1980. V.102. N 4. P.335-357.

566. Andreasson P.-G., Svenningsen O., Johansson I. et al. Mafic dyke swarms of the Baltica Iapetus transition, Seve Nappe Complex of the Sarek Mts., Swedish Caledonides // Geol. foren. Stockholm forhandl, 1992. V.114. N1. P.31-45.

567. Armstrong R.A., Comston IV., De Wit M.J., et al. The stratigraphy of the 3.5-3.2 Ga Barberton greenstone belt revisited: A single zircon ion microprobe study // Earth Planet. Sci. Lett.,1990. V.101. P.90-106.

568. Arnbom J.-O. Metamorphism of the Seve nappes at Areskutan, Swedish Caledonides // Geol. foren. Stockholm forhandl., 1980. V.102. N4. P.359-371.

569. Artyushkov E.V., Baer A.M. Mechanism of continental crust subsidence in fold belts: The Urals, Appalachians and the Scandinavian Caledonides // Tectonophysics, 1983. V.100. N1-3. P.5-42.

570. Atherton M.P., Plant B.Sc. High heat production granites and the evolution of the Andean and Caledonian continental margins // High heat Prod. Granites. London, 1985. P.459-478.

571. Austrheim H. The granulite-eclogite facies transition: A comparison of experimental work and a natural occurrence in the Bergen Arcs, western Norway // Lithos, 1990. V.25. P. 163-169.

572. Austrheim H. Eclogitization of the deep crust in continent collision zones // C.R.Acad. Sci. Paris, 1994. T.319. SII. P.761-774.

573. Austrheim H., Merk M.B.E. The lower continental crust of the Caledonian mountain chain: evidence from former deep crustal sections in western Norway//Nor. geol. unders. Special Publ. 1988. V.3. P. 102-113.

574. Austrheim H., Rusirt A. The High-pressure metamorphic rocks of the Uralides and Caledonides and the constraints on deep crustal processes // Uralides and Variscides. Scientific Program and Abstracts. Granada, 1996.

575. Ave Lallemant H.G. Subgrain rotation and dynamic recrystallization of olivine, upper mantle diapirism and extension of the Basin and Randge province // Tectonophysics, 1985. V.l 19. N1-4. P.89-177.

576. Baadsgaard H., Nutman A.P., Bridgwoter D. Geochronology and isotopic variation of the early

577. Archaean Amitsoq gneisses, southern West Greenland // Geochim. Cosmochim. Acta, 1986. V.50. N10. P.2173• 2183.

578. Badger R.L., Sinha A.K. Age and Sr isotopic signature of the Catoctin volcanic province: Implications for subcrustal mantle evolution// Geology, 1988. V.l6. N8.P.692-695.

579. Bahnemann K.P. Garnets as possible indicators of metamorphic grade in the Limpopo Folded Belt near Messina in the Northern Transvaal // Trans. Geol. Soc. S. Afr., 1975. V.78. N2 P.251-256.

580. Baker A J. Models for the tectonotermal evolution of the eastern Dalradian of Scotland // J. Metamorphic Geol.,1987. V.5. N1. P.101-118.

581. Bankwitz P., Bankwitz E., Damm V. et al. Erzgebirge and Granulite massif. Guidebook of excursions II Potsdam, 1990. 59 p.

582. Banno Sh. The high-pressure metamorphic belts of Japan: A review // Geol. Sci. Am.,1986. Memoir 164. P.365-374.

583. Bard J.P. Composition on hornblende formed during the hercynian progressive metamorphism of the Arocena metamorphic belt (SW Spain) // Contr. Mineral. Petrol.,1970. V.28. N2. P.l 17-134.

584. Bard J.P. Metamorphism of an obducted island arc: example of the Kohistan sequence (Pakistan) in the Himalayan collided range // Earth and Planet. Sci. Lett., 1983. V.65. N1. P.133-144.

585. Barker F., Arth J.G. Generation of trondhjemitic-tonalitic liquides and Archean bimodal trondhjemite-basalt suits // Geology, 1976. N 4. P.596-600.

586. Bauer IV., Glasmacher U., Giese U. et al. Structures and microfabrics of the metamorphic complex of Beloretzk (Southern Urals) // J. Conference EUG-10. Abstracts. Strasbourg, 1999. V.4. N1. P.l 11.

587. Bea F., Fershtater G.B., Montero M.P. et al. Generation and evolution of subduction-related batholiths• from Central Urals: contraints on the P-T history of the Uralian orogen // Tectonophysics, 1997. V. 276. N 1-4. P.103-116.

588. Beane R. J., Connelli 40Ar/39Ar, U-Pb and Sm-Nd constraints on the timing of metamorphic events in the Maksyutov Complex, southern Ural Mountains // J. Geol. Soc. London, 2000. V.l 57. P.811-822.

589. Behr H.J. Beitrage zur petrographischen und tektonischen Analyse Sachsischen Granulitgebirges // Freiberger Forsch., 1961. H.119. S.l-146.

590. Berzin R., Oncken O., Knapp J.H. et al. Orogenic evolution of the Ural Mountains: Results from an integrated experiment // Science, 1996. V. 274. P.200-222.

591. BeugniesA. Le metamorphisme de l'aire anticlinale de l'Ardene // Hercynica, 1986. V. 2. N 1. P.17-33.

592. Bjorlykke K., Englund J.O. Geochemical response to Upper Precambrian rift basin sedimentation and Lawer Palaeozoic epicontinental sedimentation in south Norway // Chem. Geol.,1979. V.27. N4. P.271-295.

593. Black L.P., Williams J.S., Compston W. Four zircon ages one rock: the history of a 3930 Ma-old granulite from Mount Sones, Enderby Land, Antarctica // Contr. Min., Petr.,1986. V.94. P.427.

594. Blake M.C.Jr., Irwin W.d., Coleman R.G. Blueschist-facies metamorphism related to regional thrust faulting//Tectonophysics, 1969. N8. P.237-246.

595. Bluck B.J. The Scottish paratectonic Caledonides // Scott. J.Geol.,1985. V.21. N4. P.437-464.

596. Bonatti E., Nicolas A., Kienast J.R., Mevel C. The gneiss of Zabargad Island: deep crust of a rift // Tectonophysics, 1988. V.21. N4. P.291-300.

597. Bonatti E., Ottonello G., Hamlyn P.R. Peridotites from the island Sabargad (St. John), Red sea: petrolodgy and geochemistry//J. Geophys. Res.,1986. V.91. NB1. P.599-631.

598. Boudier F. Structure and petrology of the Lanzo peridotite massif (Piedmont Alps) // Geol. Soc. Am. Bull.,1978. V.89. N10. P.1574-1591.

599. Boudier F., Nicolas A. Harzburgite and lherzolite subtypes in ophiolitic and oceanic environments // Earth and Planet. Sci. Lett. 1985. V.76. N1-2. P.84-92.

600. Bowring S.A., Williams J.S., Compston W. 3.96 Ga gneisses from the slave Province, Northwest Territories, Canada // Geology, 1989. V.17. N11. P.971-975.

601. Breemen O., Bowes D.R., Aftalion M. Zelazniewicz Devonian tectonotermal activity in the Sowie Gory gneissic block, Sudetes, southwestern Poland: evidence from Rb-Sr and U-Pb isotopic studies // Ann. Soc. ged.pol., 1988. V.58. N1-2. P.3-19.

602. Brook M, Brewer M.S., Powell D. Grenwille age for rocks in the Moine of north-western Scotland // Nature, 1976. V.260. N 5551. P.515-517.

603. Brown D., Alvares-Marron J., Perez-Estaun A. et al. Geometric and kinematic evolution of the foreland thrust and fold belt in the southern Urals // Tectonics, 1997. V.16. N3. P.551-562.

604. Brueckner H. A crustal origin for eclogites and a mantle origin for garnet peridotites: strontium isotopic evidence fromclinopyroxenes // Contribs. Mineral. Petrol.,1977. V.60. N1. P.l-15.

605. Brueckner H.K., Zendler A., Seyler M„ Bonatti E. Zabargad and isotopic evolution of the sub-Red Sea mantle and crust//Tectonophysics, 1988. V.150. N.l-2. P.163-176.

606. Brun J.-P.,Driessche J.V.D. Extensional gniess domes and detachment fault systems: sructure and• kinematics // Bull. Soc. geol. France, 1994. V.165. N6. P.519-530.

607. Brunei M., Kienast J.-R. Etude petro-structurale des chevauchements ductiles himalayens sur la transversale de I'Everest-Makalu (Nepal oriental) // Canad. J. Earth. Sci.,1986. V.23. N8. P.l 117-1137.

608. Brunei M., Kienast J.-R. Ductile thrusting in Himalayas and associated thermal processes // Geochronique, 1989. N30. P.71-72.

609. Bryhni I. Regional overview of metamorphism in the Scandinavian Caledonides // Reg. Trends Geol. Appalachian Caledonian - Hercynian - Mauritanide Orogen. Dordrect e.a., 1983. P.193-204.

610. Burwash R.A. Comparative Precambrian geochronology of the North American, European and Siberian Shields // Can. J. Earth. Sci., 1969. N6. P.357-365.

611. Butler R. W.H. Thrust tectonics, deep structure and crustal subduction in the Alps and Himalayas // J. Geol. Soc. London, 1986. V.143. P.857-873.

612. Caby R. Precambrian coesite from northern Mali: First record and implications for plate tectonics in the trans-Saharan segment of the Pan-African belt // Eur. J. Miner.,1994. N.6. P.235-244.

613. Calves J.Y.,Vidal Ph. Two billion years old relicts in the Hercinian belt of Western Europe // Contr. Mineral, and Petrol., 1978. V.65. N4. P.395-399.

614. Carswell D.A. Mantle derived lherzolite nodules associated with kimberlite, carbonatic and basalt magmatism: A review //Lithos, 1980. V.13. N2. P.121-138.

615. Carswell D.A., Cuthbert S.J., Harvey M.A. The formation of eclogites in west Norwegian gneisses: how, when and why? // J. Univ. Sheffield Geol. Soc., 1982. V.8. N1. P.14-19.

616. Carswell D.A., Wilson R.N., Zhai M. Metamorphic evolution, mineral chemistry and thermobarometryof schists and orthogneisses hosting ultra-high pressure eclogites in the Dabieshan of central China // Lithos, 2000. V.52. P.121-155.

617. Chemenda A., Matte Ph., Sokolov V. A model of Palaeozoic obduction and exhumation of high-pressure/low-temperature rocks // Tectonophysics, 1997. V. 276. N 1-4 (Europrobe volum). P.217-227.

618. Chen X., WangX., Zhang Q. et al. The high-ultrahigh pressure metamorphic belt in Central and Eastern China: Its formation and P-T evolution and relationship to Tan-Lu fault zone // J.Geomechanics, 1996. V.2. P.19-26.

619. Chopin C. Coesite and pure pyrope in high-grade blueschists of the Western Alps: a first record and some consequences // Contrib. Miner. Petrol., 1984. V.86. P.107-118.

620. Chopin C. Very-high pressure in the Western Alps: implications for subduction of continental crust // Phil. Trans. Roy. Soc. London. A. 1987. V.321. P.183-187.

621. Cipriani C., Sassi F.P., Scolari A. Metamorphic white micas: definition of paragenetic fields // Schweiz. Miner, and Petrol. Mitt.,1971. B. 51. H.l. P.259-302.

622. Claesson S., Pallister J.S., Tatsumato M. Sm-Nd data on two Late Proterozoic ophiolites of Saudi Arabia and implications for crustal and mantle evolution // Contrib. Miner, and Petrol.,1984. V.85. N3. P.244-252.

623. Coleman R.G. Emplacement and metamorphism of ophiolites // Redicconti della Soc. Ital.,1977 V. 33. N1. P.161-190.

624. Coleman R.G. Preaccretion tectonics and metamorphism ophiolites // Ofioliti, 1983. N 8. P.l 8.

625. Coleman R.G. ,Lee E.D., Beatty L.B., Brannock W.W. Eclogites and eclogites: their differences and similarities // Geol. Soc. Am. Bull., 1965. V.76. P.486-508.

626. Compston ¡V., Kroner A. Multiple zircon grouth within early Archaean tonalitic gneiss from the Ancient

627. Gneiss Complex, Swaziland//Earth Planet. Sci. Lett., 1988. V.87. P.13-28.

628. Condi K.C. Archaean magmatism and crustal thickening // Bull. Geol. Soc. Am.,1973. V.84. N9. P.2981-2991.

629. Condie K.C. Plate Tectonics and Crustal Evolution. Pergamon Press. New York, 1976. 288p.

630. Cong B., Wang Q. Ultra-high-pressure metamorphic rocks in China // Episodes, 1995. V.18. N1-2.1. P.91-94.

631. Culshaw N.G., Corrigan £>., Drage J., Wallace P. Georgian Bay geological synthesis: Key Harbour to Dillon, Grenville Province of Ontario // Pap. Geol. Surv. Can., 1988. N88-1C. P.129-133.

632. Cuthbert S.J., Carswell D.A., Krogh-Ravna E.J., Wain A. Eclogites and eclogites in Western Gneiss Region, Norwegian Caledonides // Lithos, 2000. V.52. N 1-4. P.165-195.

633. Dallmeyer R.D., Reuter A. 40Ar/39Ar wholenrock dating and the age of cleavage in the Firmmark autochthon, nothemmost Scandinavian caledonides // Lithos, 1989. V.22. N 3. P.213-227.

634. Davis D. ¡V., Bartlett J.R. Geochxonology of the Belmont Lake metavolkanic complex and implications for crustal development in the Central Metasedimentary Belt, Grenville Province, Ontario // Can. J. Earth Sci.,1988. V.60. N2. P.135-140.

635. Davidson A., Bethune K.M. Geology of the north shore of Georgian Bay, Grenville Province of Ontario//Pap. Geol. Surv. Can.,1988. N88-1C. P.135-144.

636. Davies G.F., Richards M.A. Mantle convection//J. Geol., 1992. V.100. P. 151-206.

637. Dempster T.J. Garnet zoning and metamorphism of the Barrovian type area, Scotland // Contrb. Miner, and Petrol.,1985. V.89. N1. P.30-38.

638. Dempster T.J., Harte B. Polimetamorphism in the Dalradian of the central Scottish Highlands // Geol. Mag., 1986. V.123. N.2. P.95-104.

639. De Saint-Blanquat M., Lardeaux J.M., Brunei M. Penological arguments for high-temperature extensional deformation in the Pyrenean Variscan crust (Saint Barthelemy Massif, Ariege, France) // Tectonophysics, 1990. V. 177. N1-3. P.245-262.

640. Devid J., Garlepy C. Geochemistry of the Lower Silurian Pointe aux Trembles and Lac Raymond formations, central Quebec Appalachians // Pap. Geol. Surv. Can.,1986. N86-1 B/l. P. 131-140.

641. Devies G.R., Nixon P.H., Pearson D.G., Obata M. Tectonic implications of graphytized diamonds from the Ronda peridotite massif, southern Spain // Geology, 1993. N21. P.471 -474.

642. Dewey J.F. Evolution of the Appalachian/Caledonian orogen // Nature, 1969. N222, P.124-129.

643. Dewey J.F., Bird J. Plate tectonics and geosynclines // Tectonophysics, 1970. V.10, N5/6. P.625-638.

644. De Wit M.J. Structural and metamorphic relationships of pre-Fleur de Lys and Fleur de Lys rocks of the Baie Verte Peninsula, Newfoundland // Can. J. Earth Sci., 1980. V.17. N11. P.1559-1575.

645. Dietz R.S. Continent and ocean basin evolution by spreading of the sea floor // Nature, 1961. V.190. N4779. P.854-857.

646. Doblas M., Oyarzun R. «Mantle core complexes» and Neogene extensional detachment tectonics in the western Betic Cordilleras, Spain: an alternative model for the emplacement of the Ronda peridotite // Earth and Planet. Sci. Lett. 1989. V.93.N1. C.76-84.

647. Dobretsov N.L., Shatsky V.S., Coleman R.G. et al. Tectonic setting and petrology of ultrahigh-pressure metamorphic rocks Maksiutovo complex, Ural Mointains, Russia // Int. Geol. Rev., 1996. V.38. P.136-160.

648. Domanik K.J., Holloway J.R. Experimental synthesis and phase relations of phengitic muscovite from 6.5 to 11 Gpa in acalcareous metapelite from Dabie Mountains, China // Lithos, 2000. V.52. P.51 -77.

649. Droop G.N. T., Bucher-Nurminen K. Reaction textures and metamorphic evolution of sapphirine-bearing granulites from the Gruf complex, Italian Central Alps // J. Petrol., 1984. V.25. Pt.3. P.766-803.

650. Duchene S., Lardeaux J.-M., Albarede F. Exhumation of eclogites: insights from depth-time path analysis // Tectonophysics, 1997. V.280. P.125-140.

651. Dudek A. Les eclogites dans les variscides de l'Europe Centrale et Occidentale // Chaine varisque Eur. moy. te Occident Rennes, 1974. Paris, 1977. P.105-111.

652. Dunning G.R., Krogh T.E. Geochronology of ophiolites of the Newfoundlend Appalachians //Can. J. Earth Sci.,1985. V.22. N11. P. 1659-1670.

653. Dupuy C., Mevel C., Bodinier J.-L.,Savoy ant L. Zabargad peridotite: Evidence for multistage metasomatism during Red sea rifting//Geology, 1991. V.19.N7. C.722-725.

654. Echtler H.P., Hetzel R. Main Uralian Thrust and Main Uralian Normal Fault: non-extensional Palaeozoic high-P rock exhumation, oblique collision, and normal faulting in the southern Urals // Terra Nova, 1997. N9. P.158-162.

655. Echtler H.P., Ivanov K.S., Ronkin Y.L. et al. The tectono-metamorphic evolution of gneiss complexes in the Middle Urals, Russia: a reappraisal // Tectonophysics, 1997. V. 276. N 1-4. P.229-251.

656. Echtler H.P., Stiller M., Steinhoff F. et al. Preserved collisional crustal structure of the Southern Urals revealed by vibroseis profiling // Science, 1996. V. 274. P.224-226.

657. Ellis D.J., Green D.H. An experimental studi the effect of Ca up on garnet -clinopiroxene Fe-Mg exchange equilibria//Ibid.,1979. V.71. N1. P.13-22.

658. Emslie R.F. Anorthosite massifs, rapakivi granites, and late proterozoic rifting of North America // PrecambrianRes., 1978. V.7. N1. P.61-98.

659. England P. C. Diffuse continental deformation: lengh scales, rates and metamorphic evolution. Tectonic setting of regional metamorphism//Phil. Trans. R. Soc. Lond.,1987. V.321. N1557. P.3-22.

660. Erambert M., Austrheim H. The effect of fluid and deformation on zoning and inclusion patterns in poly-metamorphic garnets // Contrib. Mineral. Petrol., 1993. V.115. P.204-214.

661. Ernst W.G. Tectonic contact between the Franciscan melange and the Great Valley sequence crustal expression of a Late Mesozoic Benioff zone // J. Geophys. Res.,1970. V.75. P.886-901.

662. Ernst W.G. Tectonic history of subduction zones inferred from retrograde blueschist P-T-paths // Geology, 1988. V.16. P.1081-1084.

663. Eskola P. Die Metamorphen Gesteine // In dem Buch: Bart T.E.W., Correns C.W.,Eskola P. Die Enstehung der gesteine. Berlin, 1939. P.263-407.

664. Eskola P. The problem of mantled gneiss domes // Quart. J. Geol. Soc. London, 1949.

665. Falkum T. Geotectonic evolution of southern Scandinavia in light of a Late Proterozoic plate-collision // Deep Proterozoic Crust North Atlant. Prov.,1985. P.309-322.

666. Fiala J., Lang M., Obda J. et al. Petrology of some garnet-kyanite-K-feldspat leptinites of the Czech Moldanubicum (Czechoslovakia) // Rozpr. CSAV. MRV.,1982. V.92. N 5. 85 p.

667. Fiala J., Matejvska O., Vankova V. Bohemian Massif granulites: possible representatives of anomalous ^ lower crust // Phys. Earth and Planet. Inter.,1988. V.51. N 1-3. P.125-127.aaa

668. Field D., Raheim A. A geologically meaningless Rb-Sr total rock isochron // Nature, 1979. V.282. N 5738. P.497-499.

669. Fitches W.R., Muir R.J., Maltman A. J., Bentley M.R. Is the Colonsay west Islay block of SW Scotland an allochthonous terrane? Evidence from Dalradian tillite clasts // J. Geol. Soc. London, 1990. V.147. P.417-420.

670. Foodor R. V., Fetter S.K. Rift-zone magmatism: Petrology of basaltic rocks transitional from CFB to MORB, southastern Brasil margin // Contrib. Mineral. Petrol.,1984. V.88. N4. P.307-321.

671. Fort P.Le. Metamorphism and magmatism daring the Himalayan collision // Collis. Tecton. Oxford e.a.,1986. P.159-172.

672. Fountain D.M., Boundy T.M., Austrheim H., Rey P. Eclogite-facies shear zones deep crustal reflectors? // Tectonophysics, 1994. V. 232. P.411-424.

673. Franz G., Althaus E. Die Paragenese Paraganit+Zoisit+Quartz als Hochdruckindikator // Fortschr. Miner., 1976. Bd 54. Beih.1. S.22.

674. Friberg M., Juhlin C., Beckholmen M. et al. Palaeozoic tectonic evolution of the Middle Urals in the light of the ESRU seismic experiments // J. Geol. Sci. London, 2002. V. 159. P.295-306.

675. Froude D.O., Ireland T.R., Kinny P.D. et al., Ion microprobe identification of 4100^4200 Myr-old terrestrial zircons // Nature, 1983. V.304. N5927. P.616-618.

676. Gasparik T., Lindsley D.H. Experimental study of pyroxenes in the system CaMgSi206-CaAl2Si06-Ca0.5AlSi2O6 //EOS, 1980. V.61. P. 17-26.

677. Giraud A., Marchand J., Dupuy C., Dostal J. Geochemistry of leptyno-amphibolite complex from Haut Allier (French Massif Central) // Lithos.,1984. V.17. N 3. P.203-214.

678. Glikson A.Y. Uniformitarian assumptions, plate tektonics and the Precambrian Earth // Precambrian plate tectonics. Amsterdam, 1981. P.91-104.

679. Glodny J., Austrheim H., Molina J.F., Rusin A., Seward D. Rb/Sr record of fluid-rock interaction in eclogites: The Marun-Keu complex, Polar Urals, Russia // Geocim., Cosmochim. Acta, 2003. V.67. N 22. P.4353-4371.

680. Glodny J., Austrheim H., Montero P., Rusin A. The Marun-Keu metamorphic complex, Polar Urals, Russia: Protolith ages, eclogite-facies fluid-rock interaction, andexhumation history // J. Conf. Abstracts. EUG 10. 1999. V. 4.P.80.

681. Glodny J., Austrheim H., Rusin A. Dating of subduction-related fluid mineralizations: Constraints on the life span of a Paleozoic subduction system in the Polar Urals, Russia // J. Conf. Abstracts. Cambridge Publications. V.5. N 2. Oxford, 2000. P.446.

682. Glodny J., Bingen B., Austrheim H., Molina J.F.,Rusin A. Precise eclogitization ages deduced from Rb/Sr mineral systematics: The Maksyutov complex, Sousem Urals, Russia // Geochim. Cosmochim. Acta, 2002. V.66. N 7. P.1221-1235.

683. Gower C.F., Loveridge W.D. Grenvillian plutonism in the eastern Grenville province // Pap. Geol.Surv. Can.,1987. N87-2. P.55-58.

684. Graciansky P., Dardeau G., Lemoine M., Tricart P. De la distension a la compression: L'inversion structurale dans les Alpes //Bull. Soc. Geol. Fr.,1988. V.4. N5. P.779-785.

685. Graham C.M. Petrochemistry and tectonic significance of Dalradian metabasaltic rocks of the S.W. Scottish Highlands // J. Geol. Soc.,1976. V.132. P.61-84.

686. Graham C.M. The role of the Cruachan lineament during Dalradian evolution // Scot. J. Geol., 1986. V.22. N2. P.257-270.

687. Gray J.R., Yardley B.W.D. A Caledonian blueschist from the Irish Dalradian // Nature, 1979. V.278. N5706. P.736-737.

688. Green T.H., Ringwood A.E. Genesis of the calcalkaline igneous rock suite // Contr. Miner. Petrol.,1968. V. 18. P.105-162.

689. Grenne T. Magmatic evolution of the Lekken SSZ Ophiolite, Norwegian Caledonides: relationships between anomalous lavas and high-level intrusions // Geol. J., 1989. V.24. N 4. P.251-274.

690. Griffin W.L., Brueckner H.K. Caledonian Sm-Nd ages and crustal origin for Norwegian eclogites // Nature, 1980. V.285. N5763. P.319-321.

691. Griffin W.L., Brueckner H.K. REE, Rb-Sr and Sm-Nd studies on Norwegian eclogites // Chem. Geol,• 1985. V.52. N2. P.249-271.

692. Hallidey A.N., Graham C.M., Aftalion M., DymokeP. The depositional age of the Dalradian Supergroup // J. Geol. Soc., 1989. V.146. N1. P.3-6.

693. Hallidey A.N., Stephens W.E., Hunter R.H. et al. Isotopic and chemical constraints on the building of the deep Scottish lithosphere // Scott. J. Geol., 1985. V.21. N.4. P.465-491.

694. Hamilton W. The Uralides and the motion of the Russian and Siberian platforms // Bull. Geol. Soc. Am.,1970. V.81. N9. P.2553-2576.

695. Handy M.R. Deformation regimes and the rheological evolution of fault zones in the lithosphere: the effects of pressure, temperature, grain-size and time// Tectonophysics, 1989. V.167. N112. P,119-152.

696. Harley S.L. The origins of granulites: a metamorphic perspective // Geol. Mag., 1989. N3. C.215-247. Harley S.L., Carswell D.A. Ultradeep crustal metamorphism: A prospective view // J. Geophys. Res.,1995. V.100. N B5. P.8367-8380.

697. Hartz E., Andersen A., Andersen T.B. Structural observations adjacent to a largescal extensional detachment zone in the hinterland of the Norwegian Caledonides // Tectonophysics, 1994. N 231. P. 123-127.

698. Hasebe K., Fujvi N., Uyeda S. Thermal processes under island arcs // Tectonophysics, 1970. V.10. N1-3. P.337-357.

699. Hess H.H. History of ocean basins // Petrologic studies. A volume to honour A.F.Buddington. Geal. Soc. Am., 1962. P.599-620.

700. Hietanen A. On the facies series in various types of metamoiphism // J. Geol.,1967. V.75. N2. P.187214.

701. Hinrichsen Th., Schurman K. Experimental investigations on the Na/K-substitution in edenites and pargasites // Neues J. Mineral. Abh.,1977. V.130. N1-2. P.12-18.

702. Hodges K. V., Walker J.D. Petrologic constraints on the unroofing History of the Funerol Mountain Metamorphic Core Complex, California // J. G.R. 1990. V.95. N B6. P.8437-8445.

703. Honegger K., Dietrich V., Frank W. et al. Magmatism and metamoiphism in the Ladakh Himalayas (the Indus Tsangpo suture zone) // Earth and Planet. Sci. Lett., 1982. V.60. N2. P.253-292.

704. Janeske S.U., Evans J.P. Feldspat-influenced rock rheologes // Geology, 1988. V.16. N12. P.10641067.

705. Jegouzo P., Peucat J.-J, Audren C. Caracterisation et signification geodinamique des orthogneiss calco-alcalins d'age ordovician de Bretagne meridionale // Bull. Soc. geol. Fr.,1986. V.2. N 5. P.839-848.

706. Jordan P. The rheology of polimineralic rock an approach // Geol. Rundsch.,1988. B.7. H.l. P.285

707. Juhlin C., Friberg M., Echtler H.P. et al. Crustal structure of the Middle Urals: result from the (ESRU) Europrobe seismic reflection profiling in the Urals experiments // Tectonics, 1998. V. 17. N 5. P.710-725.

708. Kaiser G., Pilot J., Schlichting M. Zur Problematik offener Systeme bei radioaktiven Altersbesstimmungen II Geol. Mitt., 1980. N29. S. 147-159.

709. Kalsbeek F., Pidgeon R.T. The geological significance of Rb-Sr whole-rock isochrons of polymetamorphic Archaean gneisses, fiskenaesset area, southern West Greenland // Earth and Planet. Sci. Lett.,1980. V.50. N11. P.225-237.

710. Karig D.E. Plate convergence between the Philippines and the Ryukyn Islands II Marine Geol.,1973.1. N14. P.153-168.

711. Kennedy W.Q. On the significance of the thermal structure in the Scottish Highlands // Geol. Mag.,1948. N85. P.229-234.

712. Kirby S.N. Rock mechanics observations pertinent to the rheology of the continental lithosphere and the localization of strain along shear zones // Tectonophysics, 1985. V.l 119. N1-4. P.l-27.

713. Knapp J.H., Steer D.N.,Brown L.D. et al. Lithosphere-scale image of the Southern Urals from explosion-source reflection profiling // Science, 1996. V.274. P.226-228.

714. Kontinen A. An early proterozoic ophiolite the Yormua mafic-ultramafic complex, Northeastern Finland// Precamb. Res.,1987. V.35. P.313-341.

715. Kornprobst J. Le massif ultrabasique des Beni Bouchera (Rif Interne, Moroc) // Contr. Miner. Petrol., 1969. V.23. P.283-322.

716. Kramm U., Blaxland A.B., Kononova V.A., Grauert B. Origin of the Ilmenogorsk-Vishnevogorsk nepheline syenites, Urals, USSR, and their time of emplacement during the history of the Ural fold belt: a Rb-Sr study. // J. Geol., 1983. V.91. N 4. P.427-435.

717. Krasnobayev A.A., Rusin A.I., Kaleganov B.A., Ronkin Yu.L. Geochronology of permian granite formation in the Urals // Abstracts of the International Permian Congress. Sverdlovsk, 1991. P.68.

718. Kroner A. Precambrian crustal evolution and continental drift // Geologische Rundschau, 1981. B.70. H.2. S.412-428.

719. Kroner A. Proterozoic mobile belts compatible with the plate tectonic concept // Geol. Soc. Am.,1983. V.161. P.59-74.

720. Kruhl J.H., Voll G. Excursion-guide to the western part of the Finero peridotite-metagabbro complex of the Ivrea zone (N.Italy) //Mem. sci. geol. Univ. Padova. 1979. V.33. P.17-26.

721. Kuhn A., Glodny J., Iden K., Austrheim H. Retention of Precambrian Rb/Sr phlogopite ages through Caledonian eclogite facies metamorphism, Bergen Arc Complex, W-Norway // Lithos, 2000. V.51. N 4. P.305-330.

722. Kullerud L., Torudbakken B., Ilebekk S. A compilation of radiometric age determinations from the Western Gneiss Region, South Norway // Bull. Norg. geol. unders., 1986. N406. P.17-42.

723. Mackwell S.J. High-temperature rheology of enstatite: Implications for creep in the mantle // Geophys. Res. Lett., 1991. V.l 8. N11. P.2027-2030.

724. Maggetti M., Galetti G., Stosch H.-G. Eclogites from the Silvretta nappe (Switzerland): geochemical constraints on the nature and geotectonic setting of their protoliths // Chem. Geol.,1987. V.64. N3-4. P.319-334.

725. Marini F. «Fase»sarde et distension ordovicienne du domaine sub-varisque, effets de point chaud? Une hypothese fondet sur les donnees nouvelles du volcanisme albigeois // C. r. Acad. Sci., 1988. Ser.2. V.306. N 6. P.443-450.

726. Maruyama Sh., Cho M., Liou J.G. Experimental investigations of blueschist-greenschist transition equilibria: Pressure dependence of A12Oj contents in sodic amphiboles — A new geobarometer // Geol. Sci. Am., 1986. Memoir 164.P.1-16.

727. Matte Ph., Maluski H., Caby R. et al. Geodynamic model and ^Ar/^Ar dating for the generation and emplacement of the High Pressure (HP) metamorphic rocks in SW Urals // C.R. Acad. Sci. Paris, 1993. T.317. S.II. P. 1667-1674.

728. McCulloch M.T. The role of subducted slabs in an evolving Earth // Earth Planet. Sci. Lett.,1993. N.155. P.89-100.

729. McGregor I.D., Manton W.I. The Roberts Victor eclogites: Ancient oceanic crust // J. Geophys.• Res.,1986. V.91. P.14063-14079.

730. McGuire A.V. The mantle beneath the Red Sea margin: xenolits from western Saudi Arabia // Tectonophysics, 1988. V.150. N1-2. P.101-119.

731. McSween Y., Abbot N., Raymond A. Metamorphic conditions in the Ashe metamorphic suite, North Carolina Blue Ridge // Geology, 1989. V.17. N12. P.l 140-1143.

732. Mearns E. Sm-Nd ages for Norwegian garnet peridotite // Lithos, 1986. V. 19. N3-4. P.269-218.

733. Medaris L.G. Pedogenesis of the Lien peridotite and associated eclogites, Almklovdalen, Western Norway// Lithos, 1980. V.13. N4. P.339-353.

734. Medaris L. G. A geothermobarometric investigation of garnet peridotites in the Western gneiss region of Norway// Contrib. Miner. Petrol., 1984. V.87. N1. P.72-86.

735. Mehta P.K. Tectonic significance of the young mineral dates and the rates of cooling and uplift in the Himalayas //Tectonophysics, 1980. N62. P.205-217.

736. Melson W.G., Andel T.H. Metamorphism in the Mid-Atlantic Ridge, 22° N latitude //Marine Geol., 1966. N4. P.165-186.

737. Menuge J.F. The pedogenesis of massif anorthosites: a Nd and Sr isotopic investigation of the Proterozoic of Rogaland/Vest-Agder, SW Norway // Contrib. Miner, and Petrol.,1988. V.98. N 3. P.363-373.

738. Mercier J.-C.C., Nicolas A. Textures and fabrics of uppermantle peridotites as illustrated by xenolithes from basalts //J. Petrol.,1975. V.16. N2. P.454-487.

739. Miller C. Alpine high-pressure metamorphism in the Eastern Alps // Schweiz. miner, und petrol. Mitt. 1986. Vol.66. N1-2. P.139-144.

740. Milne K.P., Starmer I.C. Extreme differentiation in the Proterozoic Gjerstad-Morkeheia Complex of

741. South Norway // Contrib. Miner, and Petrol., 1982. V.79. N 4. P.381-393.

742. Mitra G. Dactile deformation zones and mylonites: the mechanical processes ivolvend in the deformation of crustalline besement rocks // Am. J. Sci., 1978. V.8. P.1057-1084.

743. Miyashiro A. Evolution of metamorphic belts // J. Petrol.,1961. N2. P.277-311.

744. Miyashiro A. Paired and unpaired metamorphic belts // Tectonophysics, 1973. V.17. P.241-254.

745. Molina J.F., Austrheim H., GlodnyJ., Rusin A. The eclogites of the Marun-Keu Complex (Polar Urals, Russia) // Lithos, 2002. V.61. N 1-2. P.55-78.

746. Monastersky R. New record for world its oldest rocks // Sci. News, 1989. V.136. N.15. C.228-229.

747. Morad S. Mica-chlorite intergrowths in very low-grade metamorphosed sedimentary rocks from Norway//Neues Jahrb. Miner. Abh.,1986. V.154.N 3. P.271-287.

748. Morel J.M., Hekinian R. Compositional variations of volcanics along segments of recent spreading ridges // Contribs. Miner. Petrol.,1980. V. 72. N4. P.425-436.

749. Morgan W.J. Rieses, trenches, great faults and crustal block // J. Geophys. Res.,1968. V.73. N6. P.1959-1982.

750. Mark M.B.E., Mearns E.W. Sm-Nd isotopic sistematics of a gabbro-eclogite transition // Lithos,1986. N19. P.255-267.

751. Mottana A. Petrochemical characteristics of the western Alps eclogites // Noues Jahrb. Mineral. Abh.,1977. V.130. N1-2. P.78-88.

752. Mottl M.J. Metabasalts, axial hot springs, and the structure of hydrothermal systems at mid-ocean ridges // Bull. Geol. Soc. Amer.,1983. V. 94. N2. P.161-180.

753. Muller A., Stiehl G., Wand U. The Granulitgebirge in Saxony (GDR): State of the Geological investigations // ZFI Mitt., 1987. V. 133. P.9-33.

754. Nance R.D. Model for the Precambrian evolution of the Avalon terrane in the southern New Brunswick, Canada // Geolodgy, 1987. V.15. N8. P.753-756.

755. Neumann W. Zui erdgeschichtlichen Entwicklung des sachsischen Granulitmassiv // Wiss Techn. Informationsdienst, 1986. A 27. N 2. S.51-58.

756. Nicolas A. A melt extraction model based on structural studies in mantle peridotites // J. Petrol., 1986. V.27. N4. P.999-1022.

757. Nicolas A., Boudier F., Boullier A.M. Mechanism of flow in naturaly and experimentally deformed peridotites //Am. J. Sci.,1973. V.273. N10. P.853-876.

758. Nicolas A., Boudier F., Liberis N. et al. L'ite de Zabargad (Saint Jean): temoin - cle' de I'expansion precoce en MerRounge HQ. R. Acad. Sc. Paris, 1985. T.301. S.II. N14. P. 1063-1068.

759. Nicolas A., Jackson E.D. Repatrition en deux provinces des peridotites des chaines alpines logeant la Mediterranee: implications geotectoniques // Schweiz. Mineral, und Petrogr. Mitt. 1972. B.52. H.3. S.568-582.

760. Niekerk C.B., Burger A.J. The age of the Moodies conglomerate boulders 11 Miner. Metamorphic Terranes. Pretoria, 1978. P.99-106.

761. Nijaland T.G., Senior A. Sveconorwegian granulite facies metamorphism of polyphase migmatites and basic dikes, south Norway // J. Geol., 1991. V.99. P.515-525.

762. Nystrom J.O., Levi B. Pumpellyite-bearing Precambrian rocks and post-Svecokarelian regional metamoiphism in central Sweden // Geol. foren. Stockholm forhandl., 1980. V. 102. N 1. P37-39.

763. Obata M. The ronda peridotite: garnet-, spinel-, and plagioclase-lherzolite facies and the P-T trajectories of a high-temperature mantle intrusion//J. Petrol., 1980. V.21. N3. P.533-572.

764. Okay A.I., Xu S.T., Sengor A.M.C. Coesite from the Dabi Shan eclogites, central China // Eur. J. Mineral., 1989. N1. P.595-598.

765. Okay A.I., Sengor A.M.C. Tectonics of an ultrahigh-pressure metamorphic terrane: the Dabi Shan/Tongbai Shan orogen, China//Tectonics, 1993. V.12. N 6. P.1320-1334.

766. Ord A., Hobbs B.E. The stregth of the continental crust, detachment zones and the development of the plastic instabilities //Tectonophysics, 1989. V.158. N1-4. P.269-289.

767. Oxburgh E.R., Turcotte D.L. Mid-ocean ridges and geotermal distribution during mantle convection // J. Geophys. Res.,1968. N73. P.2643-2661.

768. Peucat J.J., Bernard-Griffiths J. et al. Geochemical and geochronological cross section of the deep Variscan crust: the Cabo Ortegal high-pressure nappe (NW Spain) // Tectonophysics, 1990. V. 177. N 1-3. P.263-292.

769. Piasecki M.A.J. Strain-induced mineral growth in dactile shear zones and a preliminary study of ductile shearing in western Newfoundland // Can. J. Earth Sci., 1988. V.25. N12. P.2118-2129.

770. Piatt J.P. Dynamics of orogenic wedges and the uplift of high-pressure metamorphic rocks // Bull. Geol. Soc. Am., 1986. V. 97. N 9. P.1037-1058.

771. Plumb K.A. New Precambrian time scale // Episodes, 1991. V. 14. N2. P. 139-140. Quick J.E., Denlinger R.P. Ductile deformation and the origin of layered in ophiolites // J. Geophys. Res.,1993. V.98. N B8. P.14015-14027.

772. Romberg H. The origin of metamorphic and metasomatic rocks. Chicago, University of Chicago Press,1952.

773. Ranalli G., Murphy D.C. Rheolodgycal stratification of the Lithosphere // Tectonophysics, 1987. V. 132. N4. P.281-195.

774. Rankin D.W. The continental margin of eastern Noth America in the Southern Appalachians: The opening and closing of the Proto Atlantic Ocean // Am. J. Sci.,1975. V.275. P.298-336.

775. Raterron P., Jaoul O. High-temperature deformation of diopside single crystal. 1. Mechanical data // J. Geophys. Res. B.,1991. V.96. N9. P.277-286.

776. Read H.H. Metamorphism and migmatization in the Ythan Valley, Aberdeenshire // Trans. Edinb. Geol. Soc.,1952. V.15. N3. P.265-279.

777. Reston TJ. The lower crust and the extension of the continental lithosphere: kinematic analysis of BJRPS deep seismic data//Tectonics, 1990. V.9. N5. P.1235-1248.

778. Rice A.H.N. Continuous out-of-sequence ductile thrusting in the Norwegian Caledonides // Geol. Mag.,• 1987. V. 124. N3.P.249-260.

779. Rivers T. Progressive metamorphism of pelitic and quartzofeldspathic rocks in the Grenville Province of western Labrador tectonic implications of bathozone 6 assemblages // Can. J. Earth Sci., 1983. V.20. N12. P.1791-1804.

780. Roberts J.L., Treagus J.E. The Dalradian rocks of the South-west Highlands Introduction // Scott. J. Geol.,1977. V.13. N2. P.87-99.

781. Robinson D., Bevins R.E. Diastathermal (extensional) metamorphism at very low grades and possible high grade analogues // Earth and Planet. Sci. Lett.,1989, V.92. P.81-88.

782. Rocci G. Les ophiolites pre-cambrienes: mythes et realites // Bull. Soc. geol. France, 1977. V.19. N.5. P.947-952.

783. Rogers G., Demster T.J., Bluck B.J., Tanner P.W.G. A high precision U-Pb age for the Ben Vitirich granite: implications for the evolution of the Scottish Dalradian Supergroup // J. Geol. Soc. London, 1989. V.146. P.789-798.

784. Rost F., Wannemacher J., Anton J. Garnet ultramaphitites in the Ivrea zone and other crystalline zones along the Periadriatic lineament//Mem. sci. geol. Univ. Padova. 1979. V.33. P. 183-191.

785. Roy A.B., Vaidiya K.S. Tectonometamorphic evolution of the Great Himalayan Thrust Sheets in Garhwal Region, Kumaun Himalaya // J. Geol. Soc. India, 1988. V.32. N2. P. 106-124.

786. Rusin A.I. Continental riftogenic metamorphism // L.P.Zonenshain Conference on Plate Tectonics. Moscow, 1993. P.121.

787. Rusin A.I., Krasnobayev A.A. Geology and Geochronology of early Precambrian of the• Urals//Precambrian of Europe. St.-Peterburg, 1995. P.95-96.

788. Sanders I.S., Daly J.S., Davies G.R. Late proterozoic high-pressure granulite facies metamorphism in the north-east Ox inlier, north-west Ireland // J. Metamorphic Geol.,1987. V.5. N1. P69-85.

789. Sandiford M,, Martin N., Zhou S., Fraser G. Mechanical consequences of granite emplacement daring high-T, low-P metamorphism and the origin of «anticlockwise» PT-paths // Earth Planet. Sci. Lett.,1991. V.107. P. 164-172.

790. Sandiford M., Powell R. Deep crustal metamorphism during continental extension: modem and ancient examples // Earth and Planet. Sci. Lett.,1986. V.79. P.151-158.

791. Sauter P.C.C., Hermans G.A.E.M., Jansen J.B.H. et al. Polyphase Caledonian metamorphism in the Precambrian basement of Rogaland (Vest-Agder, Southwest Norway) // Norges geol. Unders, 1983. V.380. P.7-22.

792. Scarrow J.H., Spadea P., Montero P. et al. Southern Uralian ocean lithosphere: insights from geochemistry and geochronology of garnet amphibole pyroxenites within the Mindyak ophiolite massif // J. Confer. Abstracts. EUG-10. 1999. V. 4. P.80.

793. Scharer U., Krogh T.E., Gower C.F. Age and evolution of the Grenville province in eastern Labrador fromU-Pb systematics in accessory minerals // Contrib. Miner, and Petrol., 1986. V.94. N.4. P.438-451.

794. Schmidt M.W. Amphibole composition as a function of buffer assemblage and pressure: An experimental approach//Ber. Dtsch. Mineralog. Ges., 1991. N1. P.232.

795. Schreurs J. Prograde metamorphism of metapelites, garnet-biotite thermometry and prograde changes of biotite chemistry in high-grade rocks of West Uusimaa, South-West Finland // Lithos, 1985. V.18. N2. P.69-80.

796. Schreyer W. Metamorphism in crustal rocks at mantle depths: high pressure minerals and mineral assemblages in metapelites // Fortschr. Miner.,1985. Vol.63. N2. P.227-261.

797. Schreyer W. Ultradeep metamorphic rocks: The retrospective viewpoint // J. Geophys. Res.,1995. V. 100.NB5. P.8353-8366.

798. Searle M., Hacker B.R., Bilham R. The Hindu Kush seismic zone as a paradigm for the creation of ultrahigh-pressure diamond- and coesite-bearing continental rocks // J. Geol.,2001. V.109. P.143-153.

799. Seranne M., Seguret M. The Devonian basins of western Norway: tectonics and kinematics of an extending crust // Continental Extensional Tectonics. Geol. Soc. Special Publication, 1987. N 28. P.537-548.

800. Seyler M., Bonatti E. Petrology of a gneiss-amphibolite lower crustal unit from Zabargad Island, Red Sea //Tectonophysics, 1988. V.150. N1-2. P.177-207.

801. Simon G., Chopin C., Schenk V. Near-end-member magnesiochloritoid in prograde-zoned pyrope, Dora-Maira massif, western Alps // Lithos, 1997. V.41. N1-3. P.37-57.

802. Simpson C., Kalaghan T. Late Precambrian crustal extension preserved in Fries fault zone mylonites southern Appalachians //Geology, 1989. V.17. N2. P.148-151.

803. Singh R.P., Singh T.P., Bhanot V.B., Mehta P.K. Rb-Sr ages of the gneissic rocks of Rihee-Gangi, Bhatwari, Hanumanchatti and Naitwar areas of the Central crystalline zone of Kumaun Himalaya // Indian J. Earth Sci.,1986. V.13. N2-3. P.197-208.

804. Smalley P.C., Field D., Raheim A. Rb-Sr systematics of a Gardar-age layered alcaline monzonite suiti in southern Norway 11 J. Geol.,1988. V.96. N1. P.17-29.

805. Smith D.C. Coesite in clinopyroxenes in the Caledonides and its implication for geodynamics // Nature,1984. N310. P.641-644.

806. Smith R.E., Weltschko D. V. Generation and maintenance of abnormal fluid pressures beneath a ramping thrust sheet: isotropic permeability experiments // J. Structur. Geol., 1996. V.18. N 7. P.970-991.

807. Smulicowski K. Interrelations between eclogites and mafitic rocks of the granulite facies II Arch, mineral., 1980. V.36. N 1. P.5-21.

808. Solyom Z., Johansson I., Andreasson P.-G. Petrochemistry of Upper Proterozoic rift magmatism in Scandinavia // Geol. foren. Stockholm forhandl., 1983. V.105. P.22-27.

809. Sonder L.J., England Ph. Vertical averages of reology of the continental lithosphere: relation to thin sheet parameters//Earth and Planet. Sci. Lett., 1986. V.77. N1. P.81-90.

810. Soula J.C., Debat P., Deramond J., Pouget P. A dynamic model structural evolution of the Hercynian Pyrenees // Tectonophysics, 1986. V.129. P.29-51.

811. Soula J.C., Lamouroux C., Vialord P. et al. The mylonite zones in the Pyrenees and theier place in the Alpine tectonic evolution // Tectonophysics, 1986. V. 129. N 1-4. P.l 15-147.

812. Srivastava P., Mitra G. Deformation mechanism and iverted thermal profile in the North Almora Thrust mylonite zone, Kumaon Lesser Himalaya, India // J. Structural Geol., 1996. V.18. N1. P.27-39.

813. Spear F.S., Kohn M.J., Florence F., Menard T. A model for garnet and plagioclase growth in pelitic shcists: implications for thermobarometry and PT-pats determinations II J. Metamorphic Geol., 1990. V. 8. P.683-696.

814. Spray J.G., Dunning G.R. A U/Pb age for the Shetland Islands oceanic fragment, Scottish Caledonides: evidence from anatectic plagiogranites in «layer 3'shear zones // Geol. Mag.,1991. V. 128. N6. P.667-671.

815. Stewart D.B. Crustal processes in Maine // Amer. Miner.,1989. V.74. N5-6. P.698-714.

816. Strachan R.A. The stratigraphy and structure of the Loch Eil area, West Inverness-shire // Scott. J. Geol,1985. V.21.N1.P.9-22.

817. Stuckless J.S., Wenner D.B., Nkomo I.T. Lead-isotope evidence for a pre-Grenville crust under the piedmont of Georgia // US Geol. Surv. Sull., 1986. N1622. P. 181-200.

818. Sturt B., Austrheim H. Age of gneissic rocks in the Caledonian nappes of the Alta district, Northern Norway // Bull. Norg. geol. unders., 1985. N.403. P.179-181.

819. Svenningsen O. The sheeted dyke complex of the Sarektjakka Nappe, northen Swedish Caledonides // Geol. foren. Stockholm forhandl., 1987. V.109. N4. P.361-364.

820. Tapponnier P., Lacassin R., Leloup P.H. et al. The Ailao Shan/Red River metamorphic belt: tetriary left-lateral shear between Indochina and South China // Nature, 1990. V.343. N 6257. P.431-437.

821. Tempier P., Lemoine S. La structure du socle oriental du Cezalier: temoins d'importants mouvements cisaillants dans la formation stuee sous le groupe leptyno-amphibolique // Doc. BRGM, 1985. N 95/10. P.203-209.

822. Thompson A.B., England P. C. Pressure temperature - time paths of regional metamorphism II. Their inference and interpretation using mineral assemblages in metamorphic rocks. // J. Petrol., 1984. V.25. N4. P.929-955.

823. Thompson A.B., Ridley G. Pressure temperature - time (P-T-t) orogenic belts // Phil. Trans. Rol. Soc. Lond., 1987. V.321. N1557. P.27-45.

824. Thompson G. Basalt seawater inyeraction // Hydrothem. Process. London, 1983. P.225-278.

825. Trendall A.F., Compston W, Williams I.S. et al. Precise zircon U-Pb chronological comparison of the volcano-sedimentary sequences of the Kaapvaal and Pilbara cratons betveen about 3.1 and 2.4 Ga // 3 th International Archaean Conference. 1990.

826. Tuttle O.F., Bo-wen N.L. Origin of granite in the light of experimental studies in the system NaAlSi308 -KAlSi308- Si02 H20 // Geol. Soc. Am Mem., 1958. V. 74. P.l-153.

827. Van Breemen O., Pidgeon R. T., Jonson M.R. W. Precambrian and Palaeozoic pegmatites in the Moines of the northern Scotland // J. Geol. Soc. London, 1974. V.130. N6. P.493-507.

828. Wang X., Liou J.G. Regional ultrahigh-pressure coesite-bearing eclogitic terrane in central China: Evidence from country rocks, gneiss, marble and metapelite // Geology, 1991. N 19. P.933-936.

829. Watkins K.P. The structure of the Balquhidder-Grianlarich region of the Scottish Dalradian and its relation to the Barrovian garnet isograd surfase // Scott. J. Geol.,1984. V.20. N1. P.53-64.

830. Weber K. Variscan events: early Palaeozoic continental rift metamorphism and late Palaeozoic crustal shortening. Variscan tectonios of the North Atlantic Region // Geol. Soc. spec. Public.,1984. N14. P.3-22.

831. Wetzel K., Gestenberger H. Geochemical and isotope constraints on the Saxon Granulite Massif // Z. geol. Wiss., 1989. N7. P.669-683.

832. White A.J.R., Chapell B.W. Ultrametamorphism and granitoid genesis // Tectonophysics, 1977. V. 43.1. P.7-22.

833. White J. C., Mawer C.K. Extreme ductility of feldspat from a mylonite, Parry Sound, Canada // J. Struct. Geol.,1986. V.8. N2. P.133-143.

834. Whitehouse M.J. Pb-isotopic evidence for U-Th-Pb behaviour in a prograde amphibolite to granulite facies transition from the lewisian complex of north-west Scotland: Implications for Pb-Pb dating H Geochim. Cosmochim. Acta, 1989. V.53. N3. P.717-724.

835. Wickham S., Oxburgh E. Continental rifts as a setting for regional metamorphism // Nature, 1985. N6044. P.330-333.

836. Wickham S.M., Oxburgh E.R. A rifted tectonic setting for Hercinyan high-thermal gradient metamorphism in the Pyrenees // Tectonophysics, 1986. V.129. N 1-4. P.53-69.

837. Wickham S.M., Oxburgh E.R. Low-pressure regional metamorphism in the Pyrenees and its implications for the thermal evolution of rifted continental crust // Phill. Trans. R. Soc. Lond. A321, 1987. P.219-242.

838. Wiedemann R. Gefugeanalytische Untersuchungen von Augengneissen in Gebiet von Ehrenfridersdorf-Wolkenstein (DDR) // Freiberg. Forschung. C., 1989. V.429. S.48-59.

839. Wielens I.B.W., Andriessen P.A.M., Boelrijk N.A. et al. Isotope geochronology in the high-grade metamorphic Precambrian of southwestern Norway: new data and «interpretations // Norg. geol. unders., 1981. N359. P.l-30.

840. Wildberg H.G., Bischojf L., Baumann A. U-Pb ages of zircons from meta-igneous and meta-sedimentary rocks of the Sierra de Guadarrama // Contrib. Miner, and Petrol., 1989. V.103. N2. P.253-262.

841. Wilkinson J.F.G. The genesis of mid-ocean ridge basalt // Earth Sci. Revs., 1982. V.18. N1. P.l-50. Williams H. Tectonic litofacies map of the Appalachian orogen. Scale 1:1000000. St. Johns; Newfoundland (Canada); MenLUniv.Newfoundland, 1978.

842. Williams H., Gillespie R.T., Van Breemen O. A late Precambrian rift-related igneous suite in western Newfoundland // Can. J. Earth Sci.,1985. V.22. N.l 1.

843. Wilson J.T. Continental drift II Seiet. Am.,1963. N4. P.86-100.

844. Wilson J.T. A new class of faults and their bearing on continental drift // Nature, 1965. V.207. N495. P.343-347.

845. Wilson J.T. Static or mobile earth: the current scientific revolution // Am Phil. soc. Proc.,1968. N112. P.309-320.

846. Winchester J. A. The zonal pattern of regional metamoiphism in the Scottish Caledonides H J. Geol. Soc. London,1974. V.130. N6. P.509-524.

847. Winchester J.A., Max M.D. A diplaced and metamorphosed peralkaline granite related to the late Proterozoic Labrador and Gardar suites: the Doolough granite of county Mayo, north-west Ireland // Can. J. Earth Sci.,1987. V.24. N4. P.631-642.

848. WindleyB.F. Phanerozoic granulites//J.Geol.Soc.,1981. V.138.N.6. P.745-751. Windley B.F. Metamorphism and tectonics of the Himalaya // J. Geol. Soc. London, 1983. V.140. P.849-865.

849. Winkler H.G.F., Breitbart R. New aspects of granitic magmas II Neues J. Miner.,1978. H. 10. S.463

850. Winkler H.G.F., Das B.K., Breitbart R. Further data of low-temperature melts existing on the quartz+plagioclase+liquide+vapour isobaric cotectic surface within the system Qz-Or-An-HjO // Neues J. Miner., 1977. H.6. S.241-247.

851. Zipfel J., Palme H., Spech S., Kurat G. Ca-Zonierung in Olivin des Zabargad Peridotites: Hinweis auf aine langsame Abkuhlung//Ber. Dtsch. Mineralog. Ges., 1991. N1. S.309.

852. Zwart H.J. The duality of orogenic belts // Geol. Mijnbouw, 1967. N46. P.283-309. Zwart H.J. Variscan geology of the Pyrenees // Tectonophysics, 1986. V. 129. N 1-4. P.9-27.

853. Российская Академия Наук Уральское Отделение Институт геологии и геохимии им. акад. А.Н.Заварицкого1. На правах рукописи1. Русин Анатолий Иванович

854. МЕТАМОРФИЧЕСКИЕ КОМПЛЕКСЫ УРАЛА И ПРОБЛЕМА ЭВОЛЮЦИИ МЕТАМОРФИЗМА В ПОЛНОМ ЦИКЛЕ РАЗВИТИЯ ЛИТОСФЕРЫ1. ПОДВИЖНЫХ ПОЯСОВ

855. Том II (Приложения) Химические составы пород и минералов метаморфических комплексов Урала1. Екатеринбург 2004 г.