Бесплатный автореферат и диссертация по наукам о земле на тему

Минеральные реакции и массоперенос при метаморфизме низких и умеренных давлений

ВАК РФ 25.00.04, Петрология, вулканология

Содержание диссертации, доктора геолого-минералогических наук, Лиханов, Игорь Иванович

Введение.

Глава 1. Методы исследования.

Глава 2. Типизация метаморфических комплексов низких и умеренных давлений.

2.1. Классификация типов метаморфизма.

2.2. Общая характеристика типов метаморфизма.

2.3. Проблемы и принципы систематизации метаморфических комплексов низких и умеренных давлений.

2.3.1. Фациальные серии контактового метаморфизма.

2.3.2. Фациальные серии LP/HT метаморфизма.

2.3.3. Фациальные серии коллизионного метаморфизма.

2.4. Минералогические индикаторы типов метаморфизма.

2.5. Сопоставление выделенных фациальных серий со схемами других авторов.

Глава 3. Контактовый метаморфизм вблизи Харловского массива (Алтай): кинетические особенности минеральных реакций.

3.1. Обзор проблемы и цели исследования.

3.2. Геологическое строение района исследования и минеральные ассоциации.

3.3. Минералого-петрографическая характеристика пород.

3.4. Химический состав пород и минералов.

3.5. Термодинамические и кинетические аспекты минеральных реакций.

3.5.1. Р-Т условия контактового метаморфизма.

3.5.2. Реакция образования биотита и анализ массопереноса.

• Механизм реакции и миграционная подвижность компонентов.

• Экспериментальное моделирование.

• Оценка кинетических параметров реакции.

3.5.3. Реакция разложения эпидота и анализ массопереноса.

3.5.4. Реакции образования амфиболов.

• Анализ массопереноса и механизм образования арфведсонита.

3.5.5. Реакция образования кордиерита.

3.6. Оценка эффективных кинетических параметров минеральных реакций.

3.6.1. Математическая модель и численные эксперименты.

3.6.2. Обсуждение результатов моделирования.

Глава 4. Контактовый метаморфизм железисто-глиноземистых метапелитов вблизи Аяхтинского массива (Енисейский кряж): минеральные парагенезисы и реакции,

Р-Т-Хшо параметры и петрогенетическая решетка.

4.1. Цели исследования.

4.2. Обзор проблемы.

4.3. Обзор и выбор петрогенетических решеток.

4.4. Геологическое положение района исследования и минеральные ассоциации.;.

4.5. Метаморфические зоны, изограды и микротекстурные взаимоотношения минералов.

4.6. Изохимичность контактового метаморфизма.

4.7. Химический состав минералов и минеральные реакции.

4.8. Термодинамические условия минеральных реакций.

4.8.1. Давление.

4.8.2. Температура.

4.8.3. Состав флюида.

4.9. Сравнительный анализ наблюдаемых парагенезисов с петрогенетическими решетками и выводы.

4.10. Петрогенетическая схема для железисто-глиноземистых метапелитов в KFMASH системе.

4.10.1. Принципы построения петрогенетической схемы.

4.10.2. Обсуждение использования петрогенетической решетки для анализа природных парагенезисов.

Глава 5. LP/HT метаморфизм железисто-глиноземистых метапелитов сыйской свиты (Кузнецкий Алатау): минеральные ассоциации и реакции, гетерогенность состава метаморфического флюида.

5.1. Краткое описание района исследований и прилегающей территории

Батеневского кряжа.

5.2. Минералого-петрографическая характеристика пород.

5.3. Химический состав пород.

5.4. Характеристика минералов, минеральные реакции и Р-Т условия LP/HT метаморфизма.

5.5. Градиенты в составе метаморфического флюида в метапелитах внешней зоны.

Глава 6. LP/HT и коллизионный метаморфизм железисто-глиноземистых ф метапелитов кординской свиты вблизи Панимбинского надвига (Енисейский кряж): минеральные ассоциации, Р-Т параметры, тектоническая модель и массоперенос при метаморфических реакциях.

6.1. Обзор проблемы и цели исследования.

6.2. Геологическое положение района исследования.

6.3. Метаморфическая зональность и описание микротекстур.

6.4. Аналитические методы, химический состав пород и минералов.

6.5. Термодинамические условия метаморфизма метапелитов.

6.5.1. "Абсолютная" геотермобарометрия.

6.5.2. Р-Т тренды метаморфизма.

6.6. Расчет погрешностей определения Р-Т параметров.

6.7. Тектоническая модель для обоснования изотермического погружения метапелитов.

6.8. Эволюция минеральных реакций при коллизионном метаморфизме.

6.9. Оценка масштабов массопереноса при минеральных реакциях и их механизмы.

6.10. Анализ результатов по массопереносу при метаморфизме.

Введение Диссертация по наукам о земле, на тему "Минеральные реакции и массоперенос при метаморфизме низких и умеренных давлений"

Актуальность исследований. Задача о причинах и следствиях метаморфизма является ключевой для реконструкции геологической истории. Эта проблема решается в рамках моделирования на двух разных уровнях. Верхнему уровню (причины метаморфизма) соответствуют геодинамические модели, определяющие физико-химические условия метаморфизма в природе. Нижнему уровню (следствия метаморфизма) соответствуют кинетические модели, ориентированные на исследование характера и особенностей массопереноса в ходе метаморфических реакций. Если взаимоотношения между этими уровнями установлены достаточно корректно, полученная информация позволяет оценить степень влияния параметров состояния, главными из которых являются температура, давление, проницаемость, состав породы и флюида, на механизмы минеральных превращений и характер массопереноса при метаморфизме. Итоговым результатом таких исследований является построение количественных моделей для выяснения причин появления и развития минеральных парагенезисов и реакционных микротекстур при метаморфизме, служащие основой для дальнейшего развития концепции метаморфических фаций. Оценки параметров массопереноса являются существенным вкладом в разработку количественной теории метаморфогенного минералообразования и позволяют приблизиться к решению одной из главных проблем петрологии - определению длительности метаморфических процессов.

Главная цель работы - на основе реконструкции метаморфической эволюции горных пород, образовавшихся в условиях низких и умеренных давлений, установить причины появления и развития минеральных парагенезисов и изучить характер массопереноса при метаморфических реакциях.

Основные задачи исследования. Достижение поставленной цели включает последовательное решение следующего комплекса задач:

1. Провести систематизацию метапелитов низких и умеренных давлений по вещественному составу и типам метаморфизма.

2. Выяснить причины (Т, Р, состав флюида и пород) и обосновать механизмы формирования изученных метаморфических комплексов.

3. (а) рассчитать и обосновать химические реакции, ответственные за образование и развитие минеральных парагенезисов и микротекстур; b) выяснить закономерности в изменении набора минеральных парагенезисов и химического состава входящих в них минералов в зависимости от вариаций физико-химических параметров метаморфизма; c) провести анализ полученной петрологической информации в рамках современных петрогенетических решеток для обоснования и выяснения причин появления и развития минеральных парагенезисов и микротекстур и оценки влияния исходного состава пород и компонентов-примесей в минералах на их устойчивость. Разработать петрогенетическую решетку для железисто-глиноземистых пород в KFMASH системе.

4. (а) определить масштабы массопереноса и дифференциальную подвижность компонентов при минеральных превращениях;

Ь) установить механизмы минеральных превращений и оценить кинетические параметры (эффективные коэффициенты диффузии и константы скоростей) метаморфических реакций; с) провести анализ полученных результатов теоретического и экспериментального моделирования в сравнении с новейшими экспериментальными данными по кинетике твердофазных превращений для установления реального механизма транспорта вещества.

Фактический материал и методика исследований. В основу работы положены результаты многолетних (с 1985 г.) исследований автора по различным аспектам геологии, петрологии, геохимии, кинетики и динамики метаморфизма на примере метаморфических комплексов Енисейского кряжа, Алтая, Кузнецкого Алатау, а также пород Туркмении и Сибирской платформы. Решение поставленных задач осуществлялось в результате комплексного подхода с использованием традиционных методов анализа геологической и петрологической информации, экспериментов, количественных моделей массопереноса, математических моделей метаморфических процессов и представлений диффузионной кинетики, включая оригинальные теоретические разработки для оценки кинетических параметров в текстурно-гомогенных породах. С учетом новизны и сложности методического аппарата его общее изложение приводится в отдельной главе; детальные методические приемы для характеристики разных объектов даны в последующих главах. Основные защищаемые положения.

1. Образование и устойчивость редких минеральных парагенезисов (биотит + хлоритоид и биотит + хлоритоид + андалузит) на низких ступенях метаморфизма обусловлены сочетанием специфического состава метапелитов, одновременно обогащенных алюминием и железом, с соответствующим давлением (Р > 3 кбар). Повышенные концентрации МпО способствуют расширению диапазона температурной устойчивости гранатсодержащих парагеиезисов на средних ступенях метаморфизма и сужению полей устойчивости пограничных парагенезисов.

2. Массоперенос при метаморфических реакциях происходит при сохранении баланса вещества в пределах малых объемов породы, возрастая от сотых долей мм3 до нескольких см3 в зависимости от длительности, степени метаморфизма и интенсивности деформации. Преобладающими механизмами минеральных превращений в текстурно-однородных породах является частичное или полное растворение твердых фаз с последующим транспортом вещества по системе межзерновых границ к центрам роста продуктов реакций. При подобии кристаллических решеток минералов существенную роль при образовании новых фаз играют топохимические минеральные преобразования.

3. Ограниченный характер массопереноса связан с изохимическим метаморфизмом в условиях дегидратации пород и приводит к буферированию состава равновесного флюида минеральными реакциями в зависимости от вариации Р-Т условий.

4. Для случая метаморфизма в коллизионных зонах установлено, что прогрессивное замещение андалузита кианитом является результатом почти изотермического погружения пород в рамках модели тектонического утолщения коры.

Структура и объем работы. Диссертация состоит из введения, шести глав, заключения и библиографического списка из 442 наименований общим объемом 370 страниц; содержит 58 иллюстраций (43 рисунка и 32 микрофотографий шлифов) и 37 таблиц. Автореферат отражает структуру диссертации.

Заключение Диссертация по теме "Петрология, вулканология", Лиханов, Игорь Иванович

4.9. СРАВНИТЕЛЬНЫЙ АНАЛИЗ НАБЛЮДАЕМЫХ ПАРАГЕНЕЗИСОВ С ПЕТРОГЕНЕТИЧЕСКИМИ РЕШЕТКАМИ И ВЫВОДЫ

Детальные петрологические исследования в контактовом ореоле Аяхтинского массива показали, что (1) степень контактового метаморфизма меняется от хлоритоидной до силлиманит-калишпатовой зоны (Т=430-640 °С, Р~3 кбар); (2) с ростом температуры парагенезис Cld + Bt сменяется в гранатовой зоне парагенезисом Grt + СЫ, устойчивом в широком диапазоне температур (480-620 °С); (3) в нижней кордиеритовой зоне Grt и СЫ реагируют с образованием Crd + Bt парагенезиса; (4) поля устойчивости редких минеральных парагенезисов Cld + Bt, And + Cld + Bt и Crd + Grt + Ms ограничены узким температурным интервалом (~ 50 °С) в пределах биотитовой, андалузитовой и нижней кордиеритовой зон, соответственно.

Первое появление Cld + Bt парагенезиса за счет минеральной ассоциации Chi + Ms во внешней части контактового ореола Аяхтинского массива при Т=430 °С соответствует положению этой реакции на петрогенетической решетке (Spear & Cheney, 1989) для метапелитов в KFMASH системе (рис. 31). Эта петрогенетическая решетка предполагает стабильность парагенезиса Cld + Bt на низкотемпературной стороне реакции Cld + Bt = Grt + Chi (при участии мусковита и кварца), в отличие от решетки (Harte & Hudson, 1979), где парагенезис Cld + Bt образуется за счет ассоциации Grt + Chi при повышении температуры. Петрогенетическая решетка (Powell & Holland, 1990) не предусматривает появления Cld + Bt и Cld + And + Bt парагенезисов в обычной KFMASH системе; однако, при добавлении небольших количеств Fe3+ в октаэдрические позиции в биотите и хлоритоиде, эти парагенезисы образуются за счет Grt + Chi ассоциации и устойчивы в диапазоне температур 460-550 °С при Р ^3 кбар (рис. 32). Ограниченная устойчивость Cld + Bt и Cld + And +

KFMASH KFASH 0

Рис. 31. Петрогенетическая решетка (Spear & Cheney, 1989) для KFMASH и KFASH систем.

Bt парагенезисов в узком температурном интервале при относительно низких давлениях, подтвержденная природными наблюдениями, согласуется с моделью (Powell & Holland, 1990), в отличие от петрогентической решетки (Spear & Cheney, 1989), предсказывающей стабильность этих ассоциаций в широких пределах температур и давлений. Однако, как упоминалось ранее, соотношения между размерами полей устойчивости парагенезисов Cld + Bt и Grt + Chi могут варьировать в значительной степени из-за влияния МпО на природные парагенезисы. Так при значениях Fe/(Fe+Mg)=0.95 и Mn/Mn+Mg+Fe=0.2 в гранате для ассоциации Ms + Qtz + Bt + Chi + Grt + Cld, петрогенетическая решетка (Spear & Cheney, 1989) предполагает сужение интервала температурной устойчивости Cld + Bt парагенезиса в поле устойчивости андалузита до ~ 50 °С за счет расширения узкой области устойчивости пограничного с ним Grt + Chi парагенезиса, что соответствует наблюдаемым природным ассоциациям в железисто-глиноземистых породах (рис. 30). Таким образом, петрологические наблюдения по Аяхтинскому и другим контактовым и региональным ореолам, характеризующимся развитием редких парагенезисов Cld + Bt и Cld + And + Bt, подтверждают KFMASH конфигурацию (Spear & Cheney, 1989) для анализа самых низкотемпературных фазовых равновесий в высокоглиноземистых и железистых роговиках. Уонг и Спир (Wang & Spear, 1991) провели детальные петрологические исследования устойчивости ассоциации Cld + Bt в регионально-метаморфических породах серии Барроу. В результате было установлено, что этот парагенезис контролируется в большей мере валовым химическим составом пород (общая железистостъ пород выше 0.60), чем Р-Т условиями метаморфизма. При меньшей железистости пород (<0.5) устойчив парагенезис Grt + Chi, а для пород промежуточного состава характерна следующая смена минеральных парагенезисов с

480 520 560 600 640 680 т} °с

Рис. 32. Петрогенетическая решетка (Powell & Holland, 1990), показывающая область устойчивости парагенезиса биотит + хлоритоид в поле андалузита (затемненный фрагмент) при добавлении IV1 в октаэдр к чес кие позиции в биотите (15%) и хлоритоиде (10%). увеличением степени метаморфизма: Grt + Chi -» Cld + Bt -* Grt + Chi. Результаты наших исследований и обзор соответствующей литературы по этой теме показывают, что образование нетипичного для термального метаморфизма хлоритоида и устойчивость редких парагенезисов (Cld + Bt и Cld + And + Bt) в контактовом ореоле Аяхтинского массива объясняются редкостью соответствующего сочетания давления (~3 кбар) со специфическим типом пород, одновременно обогащенных алюминием и железом.

Вопрос о стабильности парагенезиса Grt + Crd + Ms, локально появляющегося в пределах нижней кордиеритовой зоны Аяхтинского ореола, имеет важное петрологическое значение в связи с тем, что этот парагенезис обычно не включается в петрогенетические решетки для обычных метапелитов, отображаемых равновесиями в KFMASH системе (Pattison & Tracy, 1991). Петрогенетическая решетка (Harte & Hudson, 1979), построенная на природных наблюдениях, вообще не рассматривает этот парагенезис в качестве стабильного в KFMASH системе. На петрогенетической решетке (Powell & Holland, 1990) этот парагенезис может возникать при Т ^575 °С только в высокоглиноземистых (выше конноды Grt + Chi) и железистых породах, что соответствует изученным роговикам. Петрогенетическая решетка (Spear & Cheney, 1989) предусматривает устойчивость этого парагенезиса в поле калиевого полевого шпата лишь при участии марганцовистых и железистых гранатов.

Введение этого парагенезиса в качестве устойчивого в другие варианты петрогенетических решеток (Глебовицкий, 1973; Кепежинскас, 1977) приводит к тому, что при Р ^3-4 кбар поле устойчивости парагенезиса Bt + And + Qtz либо полностью исчезает, либо он становится более высокотемпературным по сравнению с Grt + Crd + Ms + Qtz парагенезисом. Однако, при анализе минеральных равновесий в мусковитсодержащих среднетемпературных метапелитах Тонгулакского комплекса Г.Г. Лепезиным (1972, 1978) было установлено, что парагенезисы Grt + Crd + Ms + Qtz и Bt + And + Qtz не исключают друг друга, и на построенной петрогенетической диаграмме поле устойчивости парагенезиса Grt + Crd + Ms действительно сменяется Bt + And + Qtz парагенезисом с ростом температуры.

При анализе литературных источников по контактовым и региональным ореолам, характеризующихся развитием Grt + Crd + Ms парагенезиса при разных Р-Т параметрах, С.П. Кориковским (1979) было обнаружено, что содержание МпО в гранатах значительно (в 2-3 раза) превышает количество MgO (Harwood, 1966; Shiba, 1988; Okrusch, 1969; Speer, 1982; Kretz, 1973; Ramsay & Kamineni, 1977, Лепезин, 1972, 1978; Likhanov et al., 2001). Это использовалось им для доказательства того, что парагенезис Grt + Crd + Ms может образоваться лишь при участии марганцовистых гранатов, в метапелитах с низким содержанием марганца более стабилен Bt + AI2S1O5 парагенезис (Butler, 1969; Dallmeyer & Dodd, 1971; Evans & Guidotti, 1966; Guidotti, 1970; Hess, 1969). Принимая во внимание эти факторы, и то, что находки этого парагенезиса известны для обстановок контактового и регионального метаморфизма, охватывающих значительный интервал температур и давлений, С.П. Кориковский пришел к выводу, что причиной появления Grt + Crd + Ms служат не особые Р-Т условия контактового метаморфизма, а особенности химического состава граната, обогащенного марганцем. По нашим данным для железисто-глиноземистых метапелитов в системе KFMASH эти парагенезисы не исключают друг друга, и поле устойчивости Grt + Crd + Ms парагенезиса сменяется Bt + Als парагенезисом с ростом температуры (смотри главу 4.10.2). Принимая во внимание эти факторы, заключаем, что причиной появления Grt + Crd + Ms ассоциации в контактовом ореоле

Аяхтинского массива служат соответствующие его устойчивости Р-Т условия и особенности химического состава пород, характеризующиеся, главным образом, высокой железистостъю.

Другой отличительной особенностью, характеризующей ореол Аяхтинского массива, является образование типичных And-Crd роговиков, хотя состав пород, обогащенных А1 и Fe, и условия контактового метаморфизма (Р~3 кбар) благоприятствуют образованию ставролита (Pattison & Tracy, 1991; Pattison & Harte, 1991). Отсутствие минеральных реакций образования ставролита в изученном ореоле (например, Cld + And = St + СЫ или Grt + Chi = St + Bt при участии мусковита и кварца), предсказанных многими петрогенетическими решетками, доказывается полной устойчивостью в этих роговиках альтернативных парагенезисов And + Bt и Crd + Bt, появляющихся при увеличении температуры за счет Ms + Chi и Grt + Chi минеральных ассоциаций, соответственно. Появление парагенезиса Crd + Bt в нижней кордиеритовой зоне за счет ассоциации Grt + СЫ (при участии Ms и Qtz), устойчивость которой ограничена Т=550 °С при Р=3 кбар в рамках петрогенетической решетки (Spear & Cheney, 1989), объясняется одновременным расширением области сосуществования Grt + СЫ при участии марганцовистых гранатов и сужением до полного исчезновения клиновидного поля устойчивости St + Bt (рис. 30). Это также соответствует Р-Т координатам реакции СЫ + Grt = Bt + Crd на петрогенетической решетке (Powell & Holland, 1990). Таким образом, устойчивость парагенезиса Grt + СЫ в широком интервале температур контактового метаморфизма в изученном ореоле (480-620 °С) при Р~3 кбар приводит к выклиниванию поля St + Bt, что совпадает с природными наблюдениями по другим ореолам, относящимся к фациальной серии 1с, характеризующейся отсутствием ставролитовых парагенезисов (Pattison & Tracy, 1991).

На основании этих наблюдений можно заключить, что если распад парагенезиса Grt + Chi происходит до нижней границы устойчивости ставролита, то образование ставролита становится возможным до появления кордиеритсодержащих ассоциаций; при распаде парагенезиса Grt + Chi после этой границы - вместо ставролита образуются кордиеритсодержащие парагенезисы, что согласуется с природными наблюдениями по Аяхтинскому и другим ореолам низких давлений и термодинамическими петрогенетическими решетками. Таким образом, преимущественное развитие Crd-And роговиков и отсутствие ставролитсодержащих ассоциаций на средних ступенях контактового метаморфизма в Аяхтинском ореоле объясняется одновременным расширением области сосуществования Grt + Chi при участии марганцовистых гранатов и сужением до полного исчезновения поля устойчивости St + Bt. Напротив, в железисто-глиноземистых метапелитах фациальной серии Па, перекрывающихся по давлению с роговиками фациальной серии 1с, и характеризующихся стабильностью менее марганцовистых гранатов (Xsps«Xprp), происходит появление ставролитсодержащих ассоциаций на средних ступенях LP/HT метаморфизма (смотри главу 5), что согласуется с вышеприведенным выводом.

Полученная петрологическая информация по последовательности наблюдаемых минеральных парагенезисов и реакций в высокоглиноземистых и железистых роговиках Аяхтинского ореола наиболее полно, за исключением устойчивости Grt + Crd +Ms парагнезиса, согласуется с данными термодинамической петрогенетической решетки (Spear & Cheney, 1989), учитывающей влияние МпО на пределы устойчивости минеральных парагенезисов (Wang & Spear, 1991). По-видимому, это является следствием того, что при интерпретации фазовых взаимоотношений в низко- и среднетемпературной области при низких давлениях эта петрогенетическая решетка включала исходную базу термодинамических данных (Berman, 1988) с участием высокоглиноземистых и железистых хлоритов и биотитов, описанных во многих парагенезисах регионального и контактового метаморфизма (Whitney et al., 1996; Graesner & Schenk, 1999; Droop & Harte, 1995; Spala et al., 1999 и др.), и соответствующих по составу минералам Аяхтинского термального ореола.

4.10. ПЕТРОГЕНЕТИЧЕСКАЯ СХЕМА ДЛЯ ЖЕЛЕЗИСТО-ГЛИНОЗЕМИСТЫХ

МЕТАПЕЛИТОВ В KFMASH СИСТЕМЕ

По мере накопления детальных петрологических наблюдений по различным типам зональности метаморфических комплексов, характеризующихся железисто-глиноземистым химическим составом пород, были выявлены новые типы фазовых равновесий и установлены важные закономерности в изменении набора минеральных парагенезисов и химического состава входящих в них минералов в зависимости от вариаций физико-химических условий образования (Р, Т, состава флюида и валового состава пород). Особенно это относится к метапелитам, характеризующимся развитием специфических минеральных парагенезисов (хлоритоид + биотит, гранат + кордиерит + мусковит и др.), образованным в условиях низких и умеренных температур и давлений. Эти результаты обнаружили значительные пробелы и противоречивость существующих петрогенетических схем, в связи с чем возникает необходимость разработки новой петрогенетической решетки для выбранной группы пород. Ниже предлагается новый вариант петрогенетической схемы для метапелитов, характеризующихся специфическим железисто-глиноземистым валовым химическим составом, разработанный для реконструкции их метаморфической эволюции.

4.10.1. Принципы построения петрогенетической схемы

Построение принципиальной Р-Т диаграммы для железисто-глиноземистых метапелитов осуществлялось в системе из шести компонентов KFMASH. На ней не отражены осложнения, которые вносятся в минеральные равновесия присутствием повышенных количеств МпО, СаО, ИагО, РегОз и ZnO в породе. Однако, здесь возможен ряд допущений, связанных с тем, что эти компоненты практически полностью концентрируются в одних и тех же фазах, постоянно присутствующих в метапелитах. Так, Ка20 и СаО можно почти целиком отнести за счет плагиоклаза и частично эпидота; Ре2Оз связывается с появлением рудных минералов, МпО — граната и ZnO - преимущественно ставролита.

Для природных метапелитов соответствующих температурных ступеней набор основных фаз, относящихся к данной системе, практически ограничивается следующим списком из 10 фаз: Grt, St, Cld, Bt, Chi, Crd, Als, Ms, Qtz и поровый флюид; причем исходя из существующих оценок (Добрецов и др., 1970) было предположено, что Рфл=Робщ> и что в метапелитах на низко- и среднетемпературных ступенях флюид состоит в основном из воды. Кроме того, в породе могут присутствовать также плагиоклаз, эпидот, рудные минералы и т.д. Появление этих минералов связано с влиянием дополнительных компонентов, практически не влияющих на взаимоотношения главных минералов. В соответствии с терминологией Д.С. Коржинского (1957) рассматриваемая система является мультисистемой с двумя отрицательными степенями свободы (п = 6 + 2 - 10), которая характеризуется 21 нонвариантным узлом (стабильным и метастабильным) с 35 моновариантными линиями. При известных величинах Р-Т наклонов всех возможных моновариантных линий для такой системы можно построить, как минимум, четыре варианта принципиальных диаграмм (Коржинский, 1957). Если наклоны линий не известны, то число возможных вариантов увеличивается (Day, 1972). Корректное построение петрогенетической схемы должно включать анализ каждого из принципиально возможных типов Р-Т диаграмм на основе учета всех имеющихся петрологических данных и выбор того варианта диаграммы, который наилучшим образом согласуется с природными наблюдениями. К.Б. Кепежинскас и В.В. Хлестов (1971) геометрическим путем с использованием правил Скрейнемакерса и минералогических данных впервые теоретически вывели все принципиально возможные варианты Р-Т диаграмм для среднетемпературных метапелитов в KFMASH системе. В качестве количественной оценкой вероятности того или иного варианта диаграмм авторами предложено число несовпадений с природными парагенезисами, так что варианты с меньшим числом противоречий являлись более вероятными. Статистика природных наблюдений по нон-, моно-, ди- и тривариантным ассоциациям позволила им выбрать один наиболее вероятный вариант диаграммы из десяти рассмотренных, как наиболее обоснованный природными наблюдениями по минеральным ассоциациям в этой системе.

Исходя из этих соображений, при графических построениях взаимных положений некоторых точек, обозначающих стабильные или метастабильные узлы, автором учитывалась топология наиболее вероятного варианта диаграммы Кепежинскаса и Хлестова (1971). Построение решетки осуществлено в результате комплексного подхода с использованием синтеза петрологических данных, экспериментальных калибровок минеральных реакций и термодинамических расчетов границ и областей устойчивости фазовых равновесий на основе термодинамических баз данных для железисто-глиноземистых минералов переменного состава. На основании литературных данных по химическим составам минералов в выбранном типе пород в отношении величины железистости был установлен следующий ряд: Grt95>St9i>Cld9o>Bt75>Chl7o>Crd6o, соответствующий химическим составам минералов, изученных автором (табл. 19, 24, 30). В соответствии с этими данными концентрационная диаграмма для рассматриваемых фаз на треугольнике AFM имеет вид, представленный на рис. 33 и 34. Принципиальный вид нонвариантных узлов

Рис. 33. Петрогенетическая схема для железисто-глиноземитстых метапелитов в KFMASH системе.

Координаты тройной точки и линии равновесий полиморфов AhSiOs показаны точечной линией в соответствии с экспериментальными (Kerrick & Heninger, 1984) и расчетными данными (Holland & Powell, 1985, 1990; Bohlen et al., 1991). Пунктирными линиями показаны кривые равновесий Ms+Qtz=Als+Kfs+H20 по экспериментальным данным (Chatterjee & Johannes, 1974) и Prl=Als+Qtz+H20 по экспериментальным данным (Haas & Holdaway, 1973), подтвержденные термодинамическими расчетами с использованием термодинамической базы данных (Berman, 1988). данной системы определялся с помощью правил Ф.А. Скрейнемакерса (1948). Наличие трех пучков, не принадлежащих в совокупности к более простой системе (например, к системе с п=-1) и не лежащих на одной линии моновариантного равновесия, дает возможность построить любую нонвариаптную точку диаграммы системы с двумя отрицательными степенями свободы по методике комбинаторной геометрии, предложенной Д.С. Коржинским (1957). Далее соединяя точки, находились все линии этой диаграммы. Углы наклона линий моновариантных равновесий определялись соотношением теплового и объемного эффектов реакций с учетом объема выделяющейся воды с помощью метода Гиббса; математические выражения и аппарат термодинамических вычислений представлены в работе (Spear et al., 1982). Стехиометрические коэффициенты химических реакций оценивались по реальным составам сосуществующих минералов с использованием аппарата матричной алгебры в пакете MATHEMATICA 4.0 с помощью процедуры NullSpace. Для некоторых метаморфических реакций произволен теоретический расчет линий минеральных равновесий с использованием термодинамических данных для сосуществующих минералов, в которых каждый минерал переменного состава рассматривался как смесь конечных миналов твердого раствора. Термодинамические данные для конечных членов фаз, участвующих в реакциях, заимствованы из базы данных (Berman et al., 1985; Berman, 1988), при этом величины для промежуточных составов оценивались в предположении идеального смешения конечных членов, интерполированные с учетом энтропии смешения. Термодинамические константы для воды при различных Т и Р вычислены с помощью уравнения состояния (Haar et al., 1979). Р-Т координаты некоторых нонвариантных узлов ([Crd.Als], [Crd,Chi], [Crd,Grt]) определялись пересечением двух теоретически рассчитанных линейно-независимых кривых моновариантных равновесий, исходящих из других нонвариантных узлов. Взаимное расположение многих узлов вполне отвечает природным- наблюдениям. С учетом современных экспериментальных и петрологических данных (соотношение общего флюидного давления и давления нагрузки, координаты тройной точки, линии моновариантных равновесий) оценены значения термодинамических параметров для элементов выбранной петрогенетической сетки. Соответствующая конфигурация диаграммы с Р-Т привязкой и поля устойчивости важнейших минеральных парагенезисов для железисто-глиноземистых метапелитов в системе KFMASH, построенная при указанных выше допущениях, приведены соответственно на рис. 33 и 34.

4.10.2. Обсуждение использования петрогенетической решетки для анализа природных парагенезисов

Из анализа этой петрогенетической схемы следуют важные петрологические выводы в отношении эволюции железисто-глиноземистых метапелитов.

1. Поле устойчивости Cid + Crd ассоциации характеризуется наименьшими Р и Т, что согласуется с находками этого парагенезиса во внешних частях контактовых ореолов или LP/HT метаморфических комплексах (здесь и далее для иллюстрации примеров смотри главу 2).

2. Парагенезис Grt + Crd + Ms также характеризуется малыми Р, но более высокими температурами относительно Cid + Crd ассоциации; поле устойчивости этого парагенезиса сменяется Bt + Als парагенезисом с ростом температуры.

3. Парагенезис Cid + Bt устойчив в узком температурном диапазоне в комплексах как низких, так и высоких давлений; с ростом температуры этот

CkH-Cri

Рис. 34, j 1оля устойчивости важнейших минеральных парагенезисов для железисто-глиноземистых метапелитов в системе KFMASH и схематическая Р-Т траектория развития минеральных ассоциаций при Р=3 кбар.

Затемненные области различной интенсивности соответствуют полям устойчивости восьми ассоциаций, обозначенных на треугольных диаграммах AFM. Изобарическая траектория при Р=3 кбар, обозначенная жирной белой стрелкой, отображает Р-Т эволюцию железисто-глиноземистых роговиков Аяхтинского контактового ореола. парагенезис сменяется парагенезисом Grt + Chi, устойчивом в узком интервале температур.

4. Поле устойчивости Grt + Chi парагенезиса ограничено со стороны более высоких температур появлением Crd + Bt парагенезиса при низких давлениях и St + Bt парагенезиса при умеренных давлениях; поле устойчивости Crd + Bt парагенезиса характеризует широкие интервалы Т и Р.

5. Поля устойчивости St + Bt и Bt + Als характеризуются узкими интервалами температур, при этом парагенезис St + Bt сменяется Bt + Als парагенезисом с ростом температуры, поле которого, в свою очередь, сменяется Grt + Bt + Als ассоциацией, устойчивой в широком диапазоне давлений.

6. В прогрессивной последовательности в биотитсодержащих породах в области низких и умеренных давлений ставролит появляется раньше полиморфов A^SiOs, но с ростом давления соответствующий температурный интервал уменьшается, что приводит к сближению изоград ставролита и кианита в области высоких давлений.

Установление взаимоотношений между повторяющимися в природе минеральными парагенезисами является основным критерием применения разработанной петрогенетической схемы минеральных превращений. Детальные петрологические исследования в контактовом ореоле Аяхтинского массива показали, что (1) с ростом температуры парагенезис Cld + Bt сменяется парагенезисом Grt + Chi, устойчивом в широком диапазоне температур; (2) при дальнейшем увеличении температуры Grt и Chi реагируют с образованием Crd + Bt парагенезиса; (3) в пределах кордиеритовой зоны появляется минеральный парагенезис Crd + Grt + Ms, ограниченный по температуре равновесием Crd + Grt + Ms = And + Bt; (4) первое появление силлиманита с калиевым полевым шпатом происходит после пересечения кривой реакции Ms + Qtz = Sil + Kfs + H20 с линией And-Sil равновесия. Схематическая Р-Т траектория развития минеральных ассоциаций Аяхтинского контактового ореола при Р=3 кбар показана на рис. 34 жирной белой стрелкой.

Полученная петрологическая информация по последовательности наблюдаемых минеральных парагенезисов и реакций в высокоглиноземистых и железистых роговиках Аяхтинского ореола в целом хорошо согласуется с данными представленной петрогенетической схемы (рис. 34).

Некоторые несоответствия между размерами полей устойчивости парагенезисов Cld + Bt и Grt + Chi могут варьировать в значительной степени из-за влияния МпО на природные парагенезисы. Как упоминалось ранее, повышенные концентрации МпО способствуют расширению диапазона температурной устойчивости гранатсодержащих парагенезисов (Grt + Chi и Grt + Crd + Ms) на средних ступенях контактового метаморфизма и сужению, до полного выклинивания, полей устойчивости пограничных парагенезисов (St + Bt). Так, отсутствие минеральных реакций образования ставролита в изученном ореоле (например, Grt + Chi + Ms = St + Bt), предсказанных схемой минеральных превращений, доказывается полной устойчивостью в этих роговиках альтернативного парагенезиса Crd + Bt, появляющегося при увеличении температуры за счет Grt + Chi + Ms ассоциации. Напротив, в железисто-глиноземистых метапелитах сыйской свиты фациальной серии На (смотри главу 5), характеризующихся несколько более высокими давлениями (Р~3.5 кбар) и стабильностью менее марганцовистых гранатов (Xsps^Xprp), происходит появление ставролитсодержащих ассоциаций на средних ступенях LP/HT метаморфизма, что согласуется с петрогенетической схемой и минеральными превращениями, описанными в железисто-глиноземистых породах низких и умеренных давлений в других районах мира (Whitney et al., 1996; Graesner & Schenk, 1999; Droop & Harte, 1995; Spalaet al., 1999 и др.).

ГЛАВА 5. LP/HT МЕТАМОРФИЗМ ЖЕЛЕЗИСТО-ГЛИНОЗЕМИСТЫХ МЕТАПЕЛИТОВ {Кузнецкий Алатау): МИНЕРАЛЬНЫЕ АССОЦИАЦИИ, РЕАКЦИИ И ГРАДИЕНТЫ В СОСТАВЕ МЕТАМОРФИЧЕСКОГО ФЛЮИДА

5.1. КРАТКОЕ ОПИСАНИЕ РАЙОНА ИССЛЕДОВАНИЙ И ПРИЛЕГАЮЩЕЙ ТЕРРИТОРИИ БАТЕНЕВСКОГО КРЯЖА

В пределах восточной части Алтае-Саянской складчатой области, среди венд-кембрийских отложений отмечается широкое распространение переотложенных продуктов древних кор выветривания (Левченко и Наседкина, 1973; Левченко, 1975). Наличие Боксонского месторождения бокситов, а также — ряда проявлений высокоглиноземных пород, приуроченных к основанию сыйской свиты в Батеневском кряже, позволили В.Х. Наседкиной и М.М. Ипатову (1970) поставить вопрос о вероятной продуктивности кембро-синийских отложений этой территории на алюминиевые руды.

В течение 1965-1970 гг. были изучены геологическое строение, литологические особенности и вещественный состав кембро-синийских пород некоторых районов восточной части Алтае-Саянской области (Батеневский кряж, Беллыкское белогорье, Присаянье и др.). В результате этих работ удалось наметить в разрезе венд-кембрия два уровня выветривания, приуроченных к основанию нижнего кембрия и к границе нижнего и среднего кембрия. Переотложенные продукты выветривания среди осадочных пород в первом случае расположены в Присаянской и Манской впадинах, во втором - в пределах поднятий и на их склонах на всей остальной территории.

Отложения нижнее-ереднекембрийского возраста на правобережье р. Енисей представлены осиновской, а на левобережье - сыйской, богоюльской и карасукской свитами. Породы сыйской свиты, слагают склоны Батеневского поднятия. В районе горы Амар, где работал автор (рис. 35), в составе сыйской свиты выделяются две пачки: нижняя пестроцветная, существенно терригенная, и верхняя сероцветная, эффузивно-терригенная. Нижняя представлена переслаиванием темносерых, темно-лиловых, зеленовато-серых сланцев, алевролитов, песчаников с прослоями конгломератов; реже встречаются пластовые тела эффузивов среднего и основного составов. Верхняя пачка представлена туффитами, туфопесчаниками и различными порфиритами.

Изучение вещественного состава пород сыйской свиты позволило установить (Наседкина, 1981), что они сформировались в результате размыва и переотложения древней коры выветривания. Судя по остроугольным формам обломков, перенос продуктов выветривания происходил на сравнительно небольшое расстояние и без существенной сортировки обломочного материала. Совместный перенос недифференцированных обломков пород и тонкого глинистого вещества обусловил делювиально-пролювиальный характер отложений.

Магматические породы района относятся к гранитоидам Улень-Туимского комплекса, который входит в формационный тип гранитоидных батолитов "пестрого состава" (Кузнецов, 1964). В комплексе гранитоидных пород выделяется главная интрузивная фаза, представленная разнообразными кварцевыми диоритами, гранодиоритами, сиенито-диоритами, сиенитами и пр., и более поздние интрузивные тела порфировидных гранитов, гранит-порфиров, аплитов и пегматитов (Кузнецов и др., 1971). Возраст гранитоидного комплекса всеми исследователями принимается позднекембрийско - раннеордовикским (Cmj-Oi). Он прорывает фаунистически © гранодиориты

Метаморфические зоны : I — внешняя, II — средняя, III - внутренняя вметающие филлиты изограды LP/HT метаморфизма

Рис, 35. Схема метаморфической зональности метапелитов сыйской свиты восточного склона Кузнецкого Алатау (составлена по материалам Наседкиной (1981) с модификациями автора по положению изоград)

Точки отбора образцов пород показаны белыми кружками рядом с арабскими цифрами, обозначающими их номера. охарактеризованные отложения среднего кембрия и перекрываются эмсскими отложениями быскарской серии. Для гранитоидов U-Pb изохронным методом по циркону установлен возраст 473±5 млн. лет (Владимиров и др., 2000), для аплитовидных гранитов более поздней фазы Rb-Sr изохронным методом установлен возраст 498±21 млн. лет (Рублев, 1995). Формирование этого комплекса отвечает одной из самых мощных вспышек гранитообразования в Алтае-Саянской складчатой области и с позиции геодинамики может быть связано с процессом коллизии раннепалеозойской Алтае-Саянской островодужной системы и Сибирского континента (Берзин и Кунгурцев, 1996).

Восточнее горы Амар, в районе слияния рек Караташ и Белый Июс, обнажается небольшое тело гранитоидов — Караташский массив, считающееся апофизой Тигертышского плутона, относящегося к Улень-Туимскому комплексу. Интрузивный массив сложен биотит-роговообманковыми кварцевыми диоритами и гранитами, тоналитами и гранодиоритами. Гранодиориты - наиболее распространенный тип пород - состоят из плагиоклаза (50-60 об%), кварца (15-20 %), роговой обманки (5-10%), калиевого полевого шпата (17-20%), биотита (1-5%), сфена и магнетита. Структура породы крайне неравномернозернистая, смешанного типа, варьирует от типичной гипидиоморфной до монцонитовой и бластической (Кузнецов и др., 1971). Порфировидные биотит-роговообманковые граниты представляют собой розоватые или серые породы с выделениями калишпата, кварца и реже плагиоклаза. От гранодиоритов они отличаются меньшим содержанием роговой обманки (2-5 об%) и плагиоклаза (30-45%) и большими количествами кварца (25-30%) и калиевого полевого шпата (20-23%). Структура основной массы неравномернозернистая, варьирует от монцонитоидной до гипидиоморфнозернистой. Для кварцевых диоритов и тоналитов характерен, в основном, тот же минеральный состав, но с другими количественными соотношениями: плагиоклаз (40-70 об%), роговая обманка (10%), биотит (10-15%), кварц (10-15%), микроклин (15-20%), магнетит и сфен. Микроструктуры кварцевых диоритов неравномернозернистые, смешанного типа, с участками бластического строения, имеющими более меланократовый состав, постепенно сменяющимися более лейкократовыми участками типично гипидиоморфного строения, свойственного гранодиоритам.

5.2. МИНЕРАЛОГО-ПЕТРОГРАФИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА ПОРОД

В геологическом строении региона принимают участие отложения сыйской свиты, сложенные пестроцветным, существенно терригенным, и сероцветным, эффузивно-терригенными, комплексами. Среди пород пестроцветного комплекса преобладают переслаивающиеся темно-серые, темно-лиловые, бурые, зеленовато-серые сланцы, сланцеватые алевролиты и песчаники с прослоями конгломератов; реже встречаются маломощные прослои измененных эффузивов. Породы сероцветного комплекса представлены рассланцованными туффитами псаммитовой и алевролитовой размерности и различными порфиритами (Левченко и Наседкина, 1973).

Сланцеватые песчано-глинистые породы пользуются наибольшим развитием в районе исследования. Они характеризуются полосчатой текстурой и состоят из чередующихся слоев и прослоев алеврито-глинистых сланцев, сланцеватых мелкозернистых песчаников и алевролитов. Видимая мощность прослоев колеблется от нескольких сантиметров до 30-50 м и более. Породы окрашены в темно-вишневые, бурые и зеленовато-серые тона; их структура бластопсаммитовая и алевропелитовая. Разновидности вишнево-бурой (фиолетовой) окраски насыщены гематитом и гидроокислами железа; гематит нередко формирует тончайшие (мощностью в десятые и сотые доли мм) прослои, согласные со слоистостью пород. Кроме гидроокислов железа и гематита присутствуют хлорит, каолинит, гидрослюда. Цемент породы-глиноземисто-железистый. Сланцеватые песчаники и алевролиты образуют слои мощностью от нескольких см до нескольких десятков см. Они представлены мелко- и микрозернистыми породами с разнообразной окраской, от темно-серой до зеленой; состоят из обломков серицитизированного плагиоклаза, хлоритизированных эффузивов, серицита, хлорита и др.

Подводя итоги краткой характеристике песчано-глинистых отложений сыйской свиты, следует подчеркнуть следующие особенности. Для кластических пород характерны плохая сортировка и слабая окатанность обломочного материала, который составляет 30-50 об%. Цемент пород - каолинит-гидрослюдисто-гематит-хлоритовый. По химическому составу песчано-глинистые отложения сопоставимы с существенно каолинит-гидрослюдистыми и гидрослюдисто-хлоритовыми осадками. Возникновение в районе исследования преимущественной серицит-хлоритовой ассоциации, очевидно связано с региональным весьма низкотемпературным метаморфизмом погружения. В результате этого пачки песчано-глинистых пород превращены в филлитовидные зелено-фиолетовые сланцы. В глинистой фракции этих пород дифференциально-термическими исследованиями установлена примесь каолинита. На основании экспериментальных данных (Thompson, 1970) верхняя граница устойчивости каолинита с кварцем определяется соответствующим равновесием с участием пирофиллита при Ршо=2-4 кбар и Т=380±20 °С. В силу этого температура регионального метаморфизма погружения может быть оценена не выше ~ 400 °С. Судя по минеральным парагенезисам и оценкам Р-Т условий, выполненных с использованием хлорит-мусковитового геотермометра (Котов, 1986), эти породы регионально метаморфизованы на уровне 380-400 °С, что соответствует цеолитовой или пренит-пумпеллиитовой (Маракушев, 1986) фации.

Пространственный переход от регионально-метаморфических пород погружения к породам LP/HT метаморфизма определяется сменой окраски пород (от фиолетовой до темно-серой), связанной с восстановлением железа (вместо гематита появляется магнетит), и фиксируется по появлению нового парагенезиса с хлоритоидом. LP/HT метаморфизм обладает отчетливой зональностью, выражающейся в закономерной смене петрографических типов пород и минеральных парагенезисов (рис. 36). Гранитоиды Караташского массива занимают секущее положение относительно этой зональности. В пределах этого ореола, ширина которого достигает 1.8 км, можно выделить три метаморфические зоны (рис. 35), характеризующихся следующими предельными (наиболее многоминеральными) минеральными ассоциациями (по направлению к контакту с гранитоидами):

1) внешняя зона, наиболее удаленная от интрузива, представленная существенно хлоритоидаыми и биотит-хлоритоидными породами (Cld + СЫ + Ms + Qtz + PI ± Pg ± Bt ± Hem ± Rt ± Mag), мощностью до 700 м;

2) средняя зона андалузитовых пород (And + Bt + СЫ + Cld + Ms + Qtz + PI + Mag ± St), мощностью до 600 м;

3) внутренняя зона, непосредственно примыкающая к интрузиву, представленная преимущественно кордиеритовыми породами (Crd + Bt + Qtz + PI ± Ms ± Grt ± And ± Ged ± Spl ± Ilm ± Mag), мощностью до 500 м.

Минеральные парагенезисы внешней зоны ограничены с внутренней стороны появлением (изоградой) андалузита, средняя зона отделена от внутренней зоны изоградой кордиерита. На треугольных диаграммах состав-парагенезис типа AFM изображена последовательность смены минеральных парагенезисов с повышением температуры (рис. 36).

Породы внешней зоны сохраняют ряд структурно-текстурных особенностей филлитов: обломочный характер зерен, первичную сланцеватость и слоистость, и т.д. Они представляют собой темно-зеленую или зеленовато-серую, сланцеватую, внешняя зона

Chi + Hem* Pg + Qtz—> Cld + Ms + PI + Mag + H.O

Chi + Mag + Mi —> Od + Bt + Qtz + H,0

A(And)

СЫ+ Ms —> Cld - And + Bt + HjO

Bt

Ms+Pl+Qtz+HjO средняя зона

Chi ♦ Cld + And * Мл —> St St + Bt + Qtz + H,0

Cld

A (And)

Bt

Ms+Pl+Qtz+HjO

Bt

Ms+PI+Qtz+HjO

And + Bt —> A (And)

Crd + Spl у 11m -flCO + ^O

СЫ+ Ms +St Crd + Git + Bt + H.O aim) внутренняя зона

СЫ+ Ms + Qtz + PI • Gcd + Cid + Grt + Bt + H,0

A (And)

Ms+Pl+Qtz+H,0 парагенезисы основной массы парагенезясы сегрегации высоюглиноэеынстых минералов состав пород

Ms+PI+Qtz+H,0

Рис. 36. Последовательность смены минеральных парагенезисов с повышением температуры в метапелах сыйской свиты восточного склона Кузнецкого Алатау.

Треугольная диаграмма AFM Томпсона построена проекцированием составов минералов и пород из Ms, Qtz, PI, Ilm и флюида при фиксированной активности Н2О. слабополосчатую порфиробластовую, с реликтами бластопсаммитовой, породу. Порфиробластовые вьщеления хлоритоида имеют размер от 0.1 до 0.6 мм; основная масса — лепидобластовая, микрозернистая, является агрегатом мельчайших чешуек хлорита, серицита, мелких зерен кварца, плагиоклаза, гематита и магнетита. Часто встречаются кристаллы хлоритоида с характерной структурой "песочных часов", иногда полисинтетически сдвойникованы или образуют тройники прорастания (рис. 37). Во внутренних частях зоны появляются чешуйки биотита (рис. 37). Хлоритоид, хлорит, мусковит и кварц повсеместно присутствуют во всех парагенезисах зоны, обычно появляясь в ассоциациях со следующими минералами: 1) PI + Hem + Rt ± Mag; 2) Pg + PI ± Hem ± Mag; 3) Bt + Rt + Нет. В пределах внешней зоны в направлении к средней зоне уменьшается содержание хлорита и парагонита при увеличении количества биотита и хлоритоида.

Метапелиты средней зоны представляют собой серые и темно-серые породы с мелко- и среднезернистой лепидобластовой или лепидогранобластовой слюдяно-хлорит-кварц-плагиоклазовой основной массой и выделяющимися на ее фоне мелкими порфиробластами хлоритоида и крупными порфиробластами андалузита размером до 6 мм (рис. 38). В пределах этой зоны при приближении к внутренней зоне растет количество биотита и андалузита при параллельном уменьшении содержаний хлорита и хлоритоида. Во внешних частях этой зоны устойчива And + Cld + Bt ассоциация. Во внутренних частях зоны, вблизи границы средней и внутренней зон, появляется ставролит при уменьшении содержания хлорита и исчезновении хлоритоида.

Характерной особенностью метапелитов внутренней зоны является практически полное отсутствие реликтов исходных филлитов и резкое преобладание в их составе кордиерита (до 30 об%). Типичные кордиеритовые породы отличаются массивной

Рис. 37. X л op ито и д-б и о гито в ы й парагенезис из метапелитов внешней зоны сыйской свиты.

В центре - кристаллы хлоритоида в виде тройника прорастания; николи параллельны.

Рис. 38. Порфиробласты андалузита ид и области ч е с ко го облика в кварц-плагиоклаз-хлорит-слюдистой основной массс из метапелитов средней зоны.

Николи параллельны. текстурой и средне-мелкозернистой лепидогранобластовой структурой. В зависимости от соотношения породообразующих минералов в пределах этой зоны выделяются три типа минеральных парагенезисов: Grt + Crd, Ged + Crd и Spl + Crd. Наибольшим распространением во внутренней зоне пользуются метапелиты Grt+Crd+Bt+And+ Pl+Qtz состава (рис. 39). Они имеют мелкозернистую порфиробластовую структуру с лепидогранобластовой основной массой. Текстура - массивная. В некоторых породах, в промежутках между зернами кордиерита, устойчивы сноповидные и радиально-лучистые агрегаты жедрита (рис. 40). Отличительной особенностью шпинель-кордиеритовых пород является наличие в них сегрегаций высокоглиноземистых минералов: Crd — Spl - And, имеющих форму мелких линз, достигающих в поперечнике 1 мм (рис. 41). Сегрегации имеют зональное строение: в центральных частях находится гранобластовый агрегат зерен андалузита, окруженный кордиеритом, в котором расположены мелкие зерна шпинели и ильменита; внешние части сложены биотитом. В ассоциациях с гранатом присутствуют сегрегации другого типа — без андалузита.

Spl+llm

Рис. 39. Идиоморфные кристаллы граната вблизи кордиериговых сегрегации со шпинель-ильменитовым агрегатом в центре и внешней биотитовой оторочкой из метапелитов внутренней зоны.

Николи параллельны.

Рис. 40. Жедрит-кордиеритовая ассоциация из метапелитов внутренней зоны.

Радиально-лу чистые кристаллы жедр и та, замещающие хлорит, и секториальные двойники кордиерита. Николи параллельны.

Рис. 4i. Сегрегация высокоглиноземистых минералов (And-Crd-Spl) во внутренней зоне метапелитов.

Центральная часть сегрегации сложена реликтовыми зернами андалузита, вокруг которых в кордиерите находятся мелкие зерна шпинели и ильменита. Внешняя оторочка представлена биотитом. Николи параллельны

5.3. ХИМИЧЕСКИЙ СОСТАВ ПОРОД

Валовый химический состав пород сыйской свиты установлен с помощью многоканального рентгено-флюоресцентного спектрометра "СРМ-25" в Объединенном институте геологии, геофизики и минералогии (табл. 22). Полученные данные для метапелитов из разных зон показывают вариации составов пород по содержаниям Si02 (46-54 вес%), FeO (5-14 %), Fe203 (2-7 %) и А1202 (24-32 %). Различие в содержании Si02 и А12Оз может бьггь связано с первичной латеральной химической неоднородностью пород, в разной степени обогащенных кварцем и высокоглиноземистыми минералами в отдельных чередующихся прослоях (Лиханов, 1987, 1988). Средние химические составы пород из разных зон, полученные с привлечением большей выборки пород (40 образцов), приведены в таблице 23, из которой следует, что в целом LP/HT метаморфизм в толще пород приближался к изохимическому (перекрытие средних составов пород из разных зон с учетом их дисперсий), отличаясь от филлитов метаморфизма погружения повышенными концентрациями А120з и FeO и пониженными концентрациями Si02 и Fe203. Поведение окислов железа могло определяться восстановительным характером LP/HT метаморфизма (Югстер, 1961): в результате роста температуры при метаморфизме увеличивается содержание FeO и уменьшается концентрация Fe203 (при постоянной железистости) (табл. 22). На диаграмме AFM (рис. 42) изображены составы и минеральные, ассоциации метапелитов внешней зоны (сплошной линией) и филлитов (пунктиром). Общая область составов представляет контур, вытянутый в направлении вершины треугольника А, что свидетельствует о том, что вариации химического состава метапелитов связаны в основном с изменением содержания глинозема. Однако,

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Полученные в рамках диссертационной работы результаты могут быть представлены в виде следующих основных выводов по соответствующим главам.

По систематизации метаморфических комплексов:

1. На основании обобщения оригинальных и современных литературных данных по эволюции метаморфических комплексов в различных тектонических обстановках проведена систематизация метапелитов низких и умеренных давлений по вещественному составу и типам метаморфизма, что позволило детализировать и уточнить ранее предложенные классификации. Выделено восемь фациальных серий, отвечающих трем типам метаморфизма в рамках схемы В.В. Ревердатто и B.C. Шеплева (1998): контактовому (Ia-Ic), LP/HT (Ila-IIc) и коллизионному (Ша и ШЬ). Установленные фациальные серии хорошо согласуются с классификационными схемами других авторов (Miyashiro, 1961; Hietanen, 1967; Глебовицкий, 1973; Carmichael, 1978; и др.).

2. Показано, что наряду с фациальными сериями в качестве минералогических критериев диагностики типа метаморфизма можно использовать следующие интервалы железистости минералов для типичных метапелитов средних ступеней метаморфизма в порядке увеличения давления от контактового к LP/HT и коллизионному метаморфизму: Grt95-9o-> Grt9o-85-> Grts5-7o; CICI93.89—> Cltfoo-so—> Cldso-7o; St93.g7 -» Stg7.go -» StgO-68; Bt65-60 -> BtgO-55 -> Bt55-45; СЫб5-60 ~> СЫбО-50 Chls0-40i Crdss-so —> Crd50-40 —> Crdio-20- Для железисто-глиноземистых метапелитов эти значения несколько выше (в среднем на 5 пунктов) для каждого типа метаморфизма. Для разграничения LP/HT и коллизионного типов метаморфизма можно использовать особенности химического состава биотитов и гранатов, отобранных из аналоговых по температуре метаморфических зон одинакового состава: биотиты LP/HT типа метаморфизма отличаются от биотитов коллизионного типа метаморфизма пониженным содержанием Ti (0.1-0.15 против 0.15-0.2 в формульных коэффициентах) и повышенным содержанием Si (2.8-3.0 против 2.65-2.75) и A1VI (0.8-0.9 против 0.35-0.45); гранаты LP/HT типа в целом обеднены Ca (Grsi-s) и обогащены Mn (Spss-io) по сравнению с гранатами коллизионного метаморфизма, в которых содержание Са и Мп варьирует в пределах (Grss-is) и (Spsi-б). Максимальные содержания спессартинового компонента (Sps2o-4o) в гранатах обнаружены для пород контактового метаморфизма.

Опираясь на эту схему, осуществлена детальная реконструкция эволюции конкретных метаморфических комплексов, образованных при контактовом, LP/HT и коллизионном метаморфизме типичных и железисто-глиноземистых метапелитов.

По контактовому метаморфизму типичных метапелитов вблизи Харловского массива (Алтай):

1. Метаморфическая зональность, установленная в пределах контактового ореола Харловского массива, соответствует фациальной серии 1а (Т=400-650 °С; Р~1 кбар).

2. При метаморфических реакциях в контактовом ореоле Харловского массива, осуществляющихся в условиях низких температур и малой длительности, массоперенос между реагирующими фазами происходил при сохранении баланса вещества (за исключением летучих) в пределах весьма малых объемов породы. Установлено, что при увеличении степени метаморфизма величины этих объемов возрастают от 0.01 мм3 при образовании биотита (Т=400-430 °С), 0.03 мм3 при разложении эпидота (Т=450 °С) до 0.1 мм3 при образовании арфведсонита (Т=520-550 °С).

3. Образование биотита происходило с унаследованием отдельных фрагментов структуры хлорита, а именно "талькового" слоя; октаэдрические "бруситовые" слои замещаются межслоевыми катионами калия. Следствием таких топохимических минеральных преобразований явилось возникновение смешаннослойных фаз, состав которых отвечает тонкому переслаиванию хлорита и биотита в различных соотношениях. Эпидот растворялся конгруентно с полным выносом всех компонентов в раствор и их миграцией к центрам роста новообразованного более основного плагиоклаза и магнетита вокруг истощающихся зерен эпидота. Преобладающим механизмом реакции образования арфведсонита являлось инконгруентное растворение плагиоклаза с частичным выносом компонентов (Na и Si) в раствор.

4. Установлено, что наименьшей подвижностью при метаморфических минеральных превращениях обладали А120з и ТЮ2, несколько более подвижны Si02 и MnO, затем следуют MgO, FeO и СаО, и наибольшей относительной подвижностью характеризуются щелочи (Na20 и К20) и летучие. Эта последовательность подобна теоретически (Коржинский, 1955) и экспериментально (Зарайский, 1989) обоснованному ряду дифференциальной подвижности компонентов при диффузионном метасоматозе.

5. В рамках экспериментального воспроизведения топохимических минеральных превращений в системе хлорит-биотит-флюид были поставлены эксперименты с участием магнезиального хлорита в химически различных средах при разной длительности и Р-Т параметрах, моделирующих условия биотитовой изограды при контактовом метаморфизме метапелитов. На основании экспериментальных данных была получена оценка скорости замещения хлорита биотитом, равная (0.66

17 2

1.43)-10" грамм атом Ог/(см сек) и эффективный коэффициент диффузии калия, равный 2-1 О*17 см2 сек'1, при Т=500 °С и Р=1 кбар. б. Поставлена и реализована задача на нахождение обобщенных коэффициентов диффузии и скоростей минеральных реакций с участием биотита в текстурно-однородных породах. Эффективная скорость метаморфических реакций составляла ~ 10'12 сек"1; эффективный коэффициент диффузии равен 5.29 -10'16 см2 сек"1 при Т=475 °С. Результаты теоретического и экспериментального моделирования согласуются с новейшими экспериментальными оценками коэффициентов диффузии по границам зерен в минеральных агрегатах при соответствующих Р-Т параметрах (Balashov & Yardley, 1998; Farver& Yund, 1995, 1996).

По контактовому метаморфизму железисто-глиноземистых метапелитов вблизи Аяхтинского массива (Енисейский кряж):

1. Детальные петрологические исследования железисто-глиноземистых роговиков в ореоле Аяхтинского массива показали, что (1) степень контактового метаморфизма меняется от хлоритоидной до силлиманит-калишпатовой зоны (Т=430-640 °С, Р~3кбар); (2) появление парагенезиса Cld + Bt происходит за счет высокоглиноземистого Chi + Ms, (3) с ростом температуры парагенезис Cld + Bt сменяется в гранатовой зоне парагенезисом Grt + Chi, устойчивом в широком диапазоне температур' (480-620 °С); (4) в нижней кордиеритовой зоне Grt и Chi реагируют с образованием Crd + Bt парагенезиса; (5) поля устойчивости редких минеральных парагенезисов Cld + Bt, And + Cld + Bt и Crd + Grt + Ms ограничены узким температурным интервалом 50 °С) в пределах биотитовой, андалузитовой и нижней кордиеритовой зон, соответственно. Последовательность минеральных парагенезисов и реакций на семи изоградах контактового метаморфизма соответствует фациальной серии Ic и согласуется с разработанной петрогенетической решеткой для железисто-глиноземистых метапелитов в KFMASH системе.

2. Образование нетипичного для термального метаморфизма хлоритоида и устойчивость редких парагенезисов (Cld + Bt и Cld + And + Bt) объясняются редкостью соответствующего сочетания давления (~ 3 кбар) со специфическим типом пород, одновременно обогащенных алюминием и железом. Преимущественное развитие Crd-And роговиков и отсутствие ставролитсодержащих ассоциаций на средних ступенях контактового метаморфизма объясняется одновременным расширением области сосуществования Grt + СЫ при участии марганцовистых гранатов и сужением до полного исчезновения поля устойчивости St + Bt.

3. Вычисленные значения Хщо иллюстрируют постепенное уменьшение относительного содержания этого компонента в составе метаморфического флюида при приближении к интрузивному контакту от 0.89-0.85 при Т=450 °С до 0.49-0.36 при Т=640 °С, в зависимости от предполагаемой идеальной и неидеальной модели смешения воды во флюиде. Наблюдаемая корреляция между рассчитанными значениями температуры и Хщо может служить доказательством, что минеральные парагенезисы контролируют состав метаморфического флюида, что в свою очередь, подтверждает концепцию буферной способности минеральных ассоциаций по отношению к летучим компонентам.

По LP/HT метаморфизму железисто-глиноземистых метапелитов сыйской свиты (Кузнецкий Алатау):

1. Установлена прогрессивная зональность LP/HT метаморфизма метапелитов сыйской свиты (Т=500-600 °С, Р-З.З кбар), соответствующая фациальной серии Па, наложенная на филлиты (Т=3 80=400 °С), образованные в результате метаморфизма погружения.

2. Выявлены закономерности изменения состава минералов с составом вмещающей толщи: (1) в пределах одной температурной ступени наиболее фенгитовые слюды устойчивы в парагенезисе Bt + Cld + Chi + Qtz, в парагенезисах без биотита-содержание фенгита в мусковитах понижено; (2) менее глиноземистые хлоритоиды устойчивы в более глиноземистых по составу породах, причем их количество в породах -максимально.

3. Сделан расчет уравнений реакций, ответственных за появление хлоритоида, биотита, ставролита, кордиерита, жедрита, граната, и развитие зональных сегрегаций высокоглиноземистых минералов.

4. На примере внешней зоны метапелитов сыйской свиты показано, что минеральные ассоциации контрастного минерального состава отражают существование локальных градиентов химических потенциалов летучих компонентов, свидетельствующих о гетерогенности состава флюида. Флюидная фаза состоит в основном их воды (Хщо=0.91-1) с незначительным количеством кислорода (Хо2=Ю"17'74 -Ю-17'04). Вычисленные величины мольных долей воды и кислорода иллюстрируют уменьшение их относительного содержания, что отражается в изменении минерального и химического состава пород. При этом максимальные величины градиентов химических потенциалов: Д^що/1=6.6 кал/м и А^о2/1=17 кал/м. Фильтрация флюида была ограничена низкой проницаемостью железисто-глиноземистых пород, так что свойства флюида контролировались в каждом слое породы конкретной минеральной ассоциацией.

По LP/HT и коллизионному метаморфизму железисто-глиноземистых метапелитов кординской свиты (Енисейский кряж):

1. На основании результатов геотермобарометрии и вычисленных Р-Т трендов эволюции железисто-глиноземистых метапелитов вблизи Панимбинского надвига (междуречье Чиримбы и Еруды) было выделено два этапа метаморфизма. На первом этапе сформировались андалузитовые сланцы фациальной серии На LP/HT метаморфизма (Р=3.5-4 кбар; Т=540-560 °С). На втором этапе эти породы подверглись коллизионному метаморфизму фациальных серий Ша (зоны II-III) и Illb (зона IV) с постепенным повышением давления вблизи надвига (Р =4.5-6.7 кбар; Т=540-600 °С), в результате чего произошло замещение андалузита кианитом и образование новых минеральных парагенезисов и микротекстур умеренных давлений. Эти данные свидетельствуют о почти изотермическом погружении толщи пород в ходе коллизионного метаморфизма.

2. Постепенное увеличение литостатического давления было обосновано тектоническим утолщением земной коры в зоне Панимбинского надвига, в результате чего метапелиты кординской свиты оказались перекрыты метакарбонатами пенченгинской свиты мощностью 5-7 км. Отсутствие заметного увеличения температуры при надвиге объяснено особенностями поведения стационарных геотерм для различных типов пород с контрастными теплогенерирующими и теплофизическими свойствами. Построенная модель объясняет характер метаморфической эволюции метапелитов: постепенное замещение андалузита кианитом, увеличение гроссулярового компонента в гранатах от центра к краю, постепенный рост литостатического давления с незначительным повышением температуры и др.

3. Выполненные расчеты уравнений реакций, анализ баланса вещества и особенности изменения минерального состава показали, что общая схема массопереноса в метапелитах является суммой двух локальных изохимических реакций, ответственных за развитие Ку + St + Ms + Qtz псевдоморфоз по андалузиту и минеральные превращения в матриксе с образованием ставролита и граната. Минимальный объем объединенной системы, в котором происходит взаимный обмен компонентами и достигается полный баланс главных петрогенных компонентов между реагирующими фазами, не превышал ~ 1.6 см3. При увеличении давления и интенсивности деформации этот минимальный объем увеличивался до ~ 2.1 см3. Деформация повышает скорость реакций, осуществляющихся с заметным объемным эффектом, из-за роста проницаемости пород и за счет создания градиентов давления в масштабе зерен, которые направляют движение флюида по системе межзерновых границ.

4. Нуклеация новообразованных зерен минералов в псевдоморфозах приурочена к границам зерен и дефектам в структуре андалузита, являющимися благоприятными высокоэнергетическими позициями для зарождения новой фазы. Сходство кристаллических структур субслоистых ортосиликатов (андалузита, кианита и ставролита), в основе которых находятся цепочки АЮб-октаэдров, допускает эпитаксическое образование центров кристаллизации, т.е. унаследование некоторых структурных мотивов старой атомной структуры андалузита новообразованными фазами - кианитом и ставролитом. Дальнейший рост зерен и взаимное приспособление их границ в течение деформации контролируются механизмом конгруентного растворения хлоритоида с полным выносом вещества в межзерновой флюид и дальнейшей миграцией к центрам роста новых фаз: ставролита и граната. Во внутренней зоне изменение характера зональности граната происходило за счет инконгруентного растворения плагиоклаза с частичным выносом Са в раствор.

Библиография Диссертация по наукам о земле, доктора геолого-минералогических наук, Лиханов, Игорь Иванович, Новосибирск

1. Авченко О.В. Минеральные равновесия в метаморфических породах и проблемы геотермобарометрии. Москва, Наука, 1990,165 с.

2. Бельков И.В. Кианитовые сланцы свиты Кейв. Ленинград, АН СССР, 1963,321 с.

3. Берзин Н.А., Кунгурцев Л.В. Геодинамические интерпретации геологических комплексов Алтае-Саянской области. Геология и геофизика, 1996,37,63-81.

4. Буданова К.Т. Метаморфические формации Таджикистана. Душанбе, изд-во Дониш, 1991,336 с.

5. Великославинский Д.А. Сравнительная характеристика регионального метаморфизма умеренных и низких давлений. Ленинград, Наука, 1972,192 с.

6. Волобуев М.И., Зацепина Е.Ф., Зыков С.И., Ступникова Н.И. Магматические комплексы и формации Енисейского кряжа. В кн.: Материалы по геологии и полезным ископаемым Красноярского края. Красноярск, Красноярское книжное изд-во, 1962,246-252.

7. Волобуев М.И., Зыков С.И., Ступникова Н.И. Енисейская складчатая область. В кн.: Геохронология докембрия Сибирской платформы и ее складчатого обрамления. Ленинград, Наука, 1968,266-274.

8. Волобуев М.И., Зыков С.И., Ступникова Н.И. К геохлонологии Енисейско-Восточно-Саянской складчатой области. В кн.: Труды 15 сессии по определению абсолютного возраста геологических формаций. Москва, Наука, 1970,25-38.

9. Волобуев М.И., Ступникова Н.И., Зыков С.И. Енисейский кряж. В кн.: Геохронология СССР. Т. 1. Докембрий. Ленинград, Недра, 1973,189-201.

10. Гельман М.Л. Новая находка жедрита в СССР. Доклады АН СССР, 1961,141.

11. Гинзбург И.В. Щелочные граниты Кольского полуострова. Москва, АН СССР, 1958, 260 с.

12. Глебовицкий В.А., Другова В.М., Московченко Н.И. и др. Метаморфические комплексы и пояса восточной части Балтийского щита. В кн: Метаморфические пояса СССР. Ленинград, Наука, 1971.

13. Глебовицкий В.А. Проблемы эволюции метаморфических комплексов в подвижных областях. Ленинград, Наука, 1973,127 с.

14. Глебовицкий В.А., Другова В.М., Московченко Н.И. и др. Цикличность и направленность процессов регионального метаморфизма. Ленинград, Наука, 1977, 285 с.

15. Глебовицкий В.А., Седова И.С., Дюфур Ю.В. и др. Эволюция метаморфических поясов альпийского типа. Ленинград, Наука, 1981, 304 с.

16. Даценко В.М. Гранитоидный магматизм юго-западного обрамления Сибирской платформы. Новосибирск, Наука, 1984,120 с.

17. Добрецов H.JL, Ревердатто В.В., Соболев B.C., Соболев Н.В., Хлестов В.В. Фации метаморфизма. Москва, Недра, 1970,432 с.

18. Добрецов H.JI., Соболев B.C., Хлестов В.В. Фации регионального метаморфизма умеренных давлений. Москва, Недра, 1972,286 с.

19. Добрецов H.JI., Соболев B.C., Соболев Н.В., Хлестов В.В. Фации регионального метаморфизма высоких давлений. Москва, Недра, 1974,328 с.

20. Дриц В.А., Коссовская А.Г. Глинистые минералы в литогенезе: смектиты, смешанослойные образования. Москва, Наука, 1990,213 с.

21. Жариков В.А. Основы физико-химической петрологии. Москва, МГУ, 1976,420 с.

22. Зарайский Г.П. Зональность и условия образования метасоматических пород. Москва, Наука, 1989,340 с.

23. Звягина Е.А. Метаморфизм и золотоносность Верхне-Енашиминского рудного узла. Автореф. дис. канд. геол.-мин. наук. Иркутск, ИЗК, 1989,16 с.

24. Злобин В.А., Куликов А.А., Бобров В.А. Закономерности распределения радиоактивных элементов в докембрийских отложениях заангарской части Енисейского кряжа. В кн.: Радиоактивные элементы в горных породах. Новосибирск, Наука, 1975,198-203.

25. Карапетьянц М.Х. Химическая термодинамика. Ленинград, Госхимиздат, 1953,611 с.

26. Кепежинскас К.Б. Парагенетический анализ и петрохимия среднетемпературных метапелитов. Новосибирск, Наука, 1977,196 с.

27. Кепежинскас К.Б., Колобов В.Ю., Ревердатто В.В. Геохимия процессов метаморфизма. В кн.: Петрология и минералогия земной коры и верхней мантии. Новосибирск, ИГиГ СО РАН, 1981, 56-69.

28. Кепежинскас К.Б., Хлестов В.В. Построение принципиальной РТ-диаграммы для среднетемпературных метапелитов. ЗВМО, 1971, 100, 129-137.

29. Козлов П.С. Петрология и петрохимия метапелитов заангарья Енисейского кряжа. Диссертация на соискание степ. канд. геол.-мин. наук. Новосибирск, 1994,251 с.

30. Козлов П.С., Лепезин Г.Г. Петрология, петрохимия и метаморфизм пород заангарья Енисейского кряжа. Геология и геофизика, 1995, 36,3-22.

31. Колобов В.Ю., Кременецкий А.А., Ревердатто В.В. Поведение фтора при контактовом метаморфизме метапелитов вблизи габбрового массива. Геохимия, 1986, 8, 12061209.

32. Колобов В.Ю., Лиханов И.И., Ревердатто В.В. Контактово-метаморфические породы. Классификация и номенклатура метаморфических горных пород: справочное пособие. Новосибирск, ОИГГМ СО РАН, 1992, 77-97.

33. Коржинский Д.С. Парагенетический анализ бедных кальцием кварцсодержащих кристаллосланцев архея Южного Прибайкалья. Записки ВМО, 1936,65.

34. Коржинский Д.С. Очерк метасоматических процессов. В кн.: Основные проблемы в учении о магмато генных рудных месторождениях. Москва, АН СССР, 1955.

35. Коржинский Д.С. Физико-химические основы анализа парагенезисов минералов. Москва, Изд-во АН СССР, 1957,290 с.

36. Коржинский Д.С. Теоретические основы анализа парагенезисов минералов. Москва, Наука, 1973,288 с.

37. Кориковский С.П. Влияние глубинности на соотношения метаморфических зон в насыщенных К20 метапелитовых сланцах и роговиках. В кн.: Очерки физико-химической петрологии. Москва, Наука, 1969,106-141.

38. Кориковский С.П. Парагенезисы и пределы устойчивости ставролита в метаморфических сланцах различной глубинности. В кн.: Региональный метаморфизм и метаморфогенное рудообразование. Ленинград, Наука, 1970, 3351.

39. Кориковский С.П. Фации метаморфизма метапелитов. Москва, Наука, 1979,263 с.

40. Корнев Т.Я. Эволюция магматизма и оруденения во времени. Москва, Недра, 1986, 182 с.

41. Котельников А.Р., Бычков A.M., Чернавина Н.И. Экспериментальное изучение распределения кальция между плагиоклазом и водно-солевым флюидом при 700 °С и Ря=1000 кг/см2. Геохимия, 1981,5,707-721.

42. Котельников А.Р., Щекина Т.И. Экспериментальное изучение кинетики взаимодействия плагиоклазов с водно-солевым раствором при 500 °С и Рп=1 кбар. Геохимия, 1986,9, 1233-1244.

43. Котов Н.В. Термодинамические условия позднего диагенеза и начального метаморфизма. В кн.: Глинистые минералы в литогенезе. Москва, Наука, 1986, 90-103.

44. Кузнецов Ю.А. Главные типы магматических формаций. Москва, Недра, 1964,387 с.

45. Кузнецов Ю.А., Богнибов В.И., Дистанова А.И. и др. Раннепалеозойская гранитоидная формация Кузнецкого Алатау. Москва, Наука, 1971,352 с.

46. Лакин Г.Ф. Биометрия. Москва, Высшая школа, 1973,341 с.

47. Левченко С.В. Доплатформенная металлогения Кузнецко-Минусинского рудного района. Моска, Наука, 1975,191 с.

48. Левченко С.В., Наседкина В.Х. Продукты переотложения кембро-синийских кор выветривания восточной части Алтае-Саянской складчатой области и вопросыбокситоносности. В кн.: Кора выветривания и бокситовые месторождения. Москва, Недра, 1973, 14-31.

49. Лепезин Г.Г. Метаморфизм фации эпидотовых амфиболитов. Москва, Наука, 1972, 151 с.

50. Лепезин Г.Г. Метаморфические комплексы Алтае-Саянской складчатой области. Новосибирск, Наука, 1978,231 с.

51. Лепезин Г.Г. Петрологические основы изучения и картирования метаморфических комплексов складчатых областей. Новосибирск, Наука, 1999, 129 с.

52. Лепезин Г.Г., Сероглазое В.В., Усова Л.В., Лаврентьев Ю.Г. Масштабы массопереноса на контакте метапелитов и метабазитов. Доклады АН СССР, 1990, 314,1218-1222.

53. Лепезин Г.Г., Френкель А.Э., Владимиров В.Г., Жираковский В.Ю., Осипов В.К. Особенности структурных и минеральных превращений в метаморфических породах Уфалейского комплекса (Урал). Геология и геофизика, 1998, 39, 11551174.

54. Лиханов И.И. Хлоритоид, ставролит и жедрит высокоглиноземистых роговиков Караташского массива (восточный склон Кузнецкого Алатау). Записки ВМО, 1987, 116,466-475.

55. Лиханов И.И. Эволюция химического состава минералов метапелитов при низкотемпературном контактовом метаморфизме (на примере Караташского массива в Кузнецком Алатау). Записки ВМО, 1988,117,153-162.

56. Лиханов И.И. Градиент в составе метаморфического флюида в метапелитовых роговиках. Геохимия, 1988,7,1057-1062.

57. Лиханов И.И. Низкотемпературная биотитовая изограда в контактовом ореоле Харловского габбрового массива (северо-западный Алтай). Геология и геофизика, 1989, 7,46-54.

58. Лиханов И.И. Разложение эпидота при низкотемпературном контактовом метаморфизме метапелитов. Записки ВМО, 1990,119,40-48.

59. Лиханов И.И. Минеральные реакции в высокоглиноземистых и железистых роговиках в связи с проблемой устойчивости редких минеральных парагенезисов контактового метаморфизма. Геология и геофизика, 2003, 44,301-312.

60. Лиханов И.И., Полянский О.П., Козлов П.С., Ревердатто В.В., Вершинин А.Е., Кребс М., Мемми И. Замещение андалузита кианитом при росте давления и низком геотермическом градиенте в метапелитах Енисейского кряжа. Доклады РАН, 2000,375, 509-513.

61. Лиханов И.И., Ревердатто В.В. Арфведсонит как продукт реакционного взаимодействия диабазов и метапелитов при контактовом метаморфизме. Доклады АН СССР, 1991,317, 1461-1465.

62. Лиханов И.И., Ревердатто В.В. Массоперенос при замещении андалузита кианитом в глиноземисто-железистых метапелитах Енисейского кряжа. Петрология, 2002,10, 541-558.

63. Лиханов И.И., Тен А.А. Определение одновременности/разновременности внедрения трапповых силлов на основании температур контактового метаморфизма. Доклады АН СССР, 1991, 321, 1044-1048.

64. Лиханов И.И., Тен А.А., Ревердатто В.В., Солотчина Э.П. Низкотемпературный метаморфизм глин в контактах андезитовых некков Туркмении (западный Бадхыз). Доклады РАН, 1996, 346, 91-94.

65. Лиханов И.И., Шеплев B.C., Ревердатго В.В., Козлов П.С. Контактовый метаморфизм железистых метапелитов при повышенном давлении в Заангарской части Енисейского кряжа. Доклады АН, 1998, 362, 673-676.

66. Лиханов И.И., Шеплев B.C., Ревердатго В.В., Козлов П.С., Киреев А.Д. Об изохимической природе контактового метаморфизма высокоглиноземистых метапелитов: ореол Аяхтинского грапитоидного массива, Енисейский кряж. Геология и геофизика, 1999, 40, 90-97.

67. Любимова Е.А. Термика Земли и Луны. Москва, Наука, 1968, 279 с.

68. Маракушев А.А. Проблемы минеральных фаций метаморфических и метасоматических горных пород. Москва, Наука, 1965,298 с.

69. Маракушев А.А. Соотношение литогенеза и метаморфизма. В кн.: Глинистые минералы в литогенезе. Москва, Наука, 1986, 103-113.

70. Наседкина В.Х. Высокоглиноземистые породы бассейна реки Белый Июс. В кн.: Полезные ископаемые в осадочных толщах. Москва, Наука, 1981, 80-100.

71. Наседкина В.Х., Ипатов М.М. Глиноземистые образования Батеневского кряжа и западного склона Восточного Саяна. В кн.: Металлогения осадочных и осадочно-метаморфических пород. Москва, Наука, 1970.

72. Ножкин А.Д., Кренделев Ф.П., Миронов А.Г. Радиоактивные элементы в докембрии Енисейского кряжа. В кн.: Радиоактивные элементы в горных породах. Новосибирск, Наука, 1975, 183-189.

73. Перчук Л.Л. Равновесия породообразующих минералов. Москва, Наука, 1970, 391 с.

74. Перчук Л.Л., Лаврентьева И.В., Аранович Л.Я. и др. Биотит-гранат-кордиеритовые равновесия и эволюция метаморфизма. Москва, Наука, 1983.

75. Перчук Л.Л., Рябчиков И.Д. Фазовые соответствия в минеральных системах. Москва, Недра, 1976,288 с.

76. Постельников Е.С. Верхнепротерозойские структуры и формации восточного склона Енисейского кряжа. Бюллетень МОИП, 1990, 65, 14-31.

77. Ревердатто В.В. Контактовый метаморфизм вблизи Харловского габбрового массива. Геология и геофизика, 1967,7, 25-32.

78. Ревердатто В.В. Об изохимической природе контактового метаморфизма. Геология и геофизика, 1970,5, 53-63.

79. Ревердатто В.В. Фации контактового метаморфизма. Москва, Недра, 1970,271 с.

80. Ревердатто В.В., Аношин Г.Н., Василенко В.Б. Поведение U, Th, Au, Fe и Р при контактовом метаморфизме метапелитов. Доклады АН СССР, 1978, 243, 12981301.

81. Ревердатто В.В., Калинин А.С. Двумерные модели метаморфизма и анатексиса в складчатых областях земной коры. 1. Модель магматической интрузии. Геология и геофизика, 1989, 6, 63-68.

82. Ревердатто В.В., Калинин А.С. Двумерные модели метаморфизма и анатексиса в складчатых областях земной коры. 1. Модель флюидного потока. Геология и геофизика, 1989, 8, 41-46.

83. Ревердатто В.В., Колобов В.Ю. Массоперенос при метаморфизме. Геология и геофизика, 1987, 3, 3-12.

84. Ревердатто В.В., Шеплев B.C. Геодинамические факторы метаморфизма и их моделирование: обзор и анализ проблемы. Геология и геофизика, 1998, 12, 16791692.

85. Рублев А.Г. Изотопно-геохронологическое изучение интрузивных образований Алтае-Саяеской складчатой области в помощю среднемасштабному геологическому картированию. Санкт-Петербург, 1995, 102 с.

86. Сакович Г.М. Харловское титаномагнетитовое месторождение. В кн.: Железорудные месторождения Алтае-Саянской горной области. Москва, АН СССР, 1959, 68-70.

87. Сенников В.М. Тектоническое районирование юго-западной части Алтае-Саянской складчатой области. Красноярск, СНИИГиМС, 1969, 61 с.

88. Скляров Е.В., Гладкочуб Д.П., Донская Т.В., Мазукабзов A.M., Сизых А.И., Буланов В.А. Метаморфизм и тектоника. Москва, Интермет Инжиниринг, 2001,215 с.

89. Скрейнемакерс Ф.А. Нон вариантные, моновариантные и дивариантные равновесия. Москва, Изд-во Иностранной литературы, 1948,214 с.

90. Справочник физических констант горных пород (под ред. С. Кларка). Москва, Мир, 1969, 543 с.

91. Тернер Ф., Ферхуген Дж. Петрология изверженных и метаморфических пород. Москва, Изд-во ИЛ, 1961, 592 с.

92. Тойберт П. Оценка точности результатов измерений. Москва, Энергоатомиздат, 1988, 211 с.

93. Укудеев Т. Строение и условия образования Туркестанского метаморфического комплекса (южный Тянь-Шань). Фрунзе, 1973, 278 с.

94. Урбах В.Ю. Биометрические методы. Москва, Наука, 1964, 158 с.

95. Ушакова Е.Н. О генетических взаимоотношениях силлиманита, андалузита и дистена в кристаллических сланцах верховьев р.Чапы. Геология и геофизика, 1966, 3, 6780.

96. Франк-Каменецкий В.А., Котов Н.В., Гойло Э.А. Трансформационные преобразования слоистых силикатов при повышенных РТ-параметрах. Ленинград, Недра, 1983, 151 с.

97. Хабаров Е.М. Эволюция рифейских седиментационных формаций восточных зон Енисейского кряжа. Геология и геофизика, 1994, 10, 34-42.

98. Хорева Б.Я. Типы регионального метаморфизма и тектонические условия их проявления в подвижных поясах. Тектоника, 1966, 10,64-92.

99. Чухров Ф.В. Минералы. Справочное пособие. Москва, Наука, 1981, 613 с.

100. Шведенкова С.В., Шведенков Г.Ю. Экспериментальное изучение распределения кальция и натрия между плагиоклазом и водно-хлоридным раствором при 350 °С и 100 МПа. Геология и геофизика, 1990, 2,75-80.

101. Шведенкова С.В., Шведенков Г.Ю., Стрехлетов А.Н. Фазовые субсолидусные равновесия в системе альбит-анортит-Н20 при давлении 100 МПа. Геология и геофизика, 1988,10, 69-75.

102. Шокальский С.П. и др. Отчет Едиганской партии по геологическим работам масштаба 1:50000 за 1979-1983 гг. по теме "Геологическое строение и полезные ископаемые листов М-44-10-В,Г и М-44-22-Б,В,Г (северо-западный Алтай). Новокузнецк, 1984, т.1, 257 с.

103. Шокальский С.П. Харловский интрузив в северо-западном Алтае. В кн.: Геологическое строение и полезные ископаемые Алтайского края. Бийск, 1985, 59-61.

104. Шокальский С.П. Петрохимия Харловского титаноносного интрузива в Горном Алтае. В кн.: Петрохимия рудоносных габброидных формаций. Новосибирск, Наука, 1990, 19 с.

105. Шокальский С.П., Бабин Г.А., Владимиров А.Г., Борисов С.М. Корреляция магматических и метаморфических комплексов западной части Алтае-Саянской складчатой области. Новосибирск, Изд-во СО РАН, 2000, 188 с.

106. Aagaard P., Helgeson Н.С. Thermodynamics and kinetic constraints on reaction rates among minerals and aqueous solutions. I. Theoretical considerations. Am. J. Sci., 1982, 282, 237-285.

107. Ague J.J. Evidence for major mass transfer and volume strain during regional metamorphism of pelites. Geology, 1991, 19, 855-858.

108. Albee A.L. A petrogenetic grid for the Fe-Mg silicates of pelitic schists. Am. J. Sci., 1965, 263, 512-536.

109. Albee A.L. Metamorphism of pelitic schists: reaction relations of chloritoid and staurolite. Geological Society of America Bulletin, 1972, 83, 3249-3268.

110. Armstrong T.R., Tracy R.J., Hames W.E. Contrasting styles of Taconian, eastern Acadian and western Acadian metamorphism, central and western New England. J. Metamorphic Geology, 1992, 10,415-426.

111. Ashworth J.R. The role of magmatic reaction, diffusion and annealing in the evolution of coronitic microstructure in troctolitic gabbro from Risor, Norway: a discussion. Miner. Mag., 1986,50,469-473.

112. Ashworth J.R., Chinner G.A. Coexisting garnet and cordierite in migmatites from the Scottish caledonides. Contrib. Mineral. Petrol., 1978, 65, 379-394.

113. Ashworth J.R., Sheplev V.S. Diffusion modelling of metamorphic layered coronas with stability criterion and consideration of affinity. Geochim. Cosmochim. Acta, 1997, 61, 3671-3689.

114. Ashworth J.R., Sheplev V.S., Bryxina N.A., Kolobov V.Y., Reverdatto V.V. Diffusion-controlled corona reaction and overstepping of equilibrium in a garnet granulite, Yenisey Ridge, Siberia. Journal of Metamorphic Geology, 1998, 16,231-246.

115. Atherton M.P. The occurrence and implications of chloritoid in a contact aureole andalusite schists from Ardara, County Donegal. Journal of Earth Science, Royal Dublin Society, 1980,3, 101-109.

116. Baker A.J. Models for the tectonothermal evolution of the eastern Dalradian of Scotland. Journal of Metamorphic Geology, 1987, 5, 101-118.

117. Balashov V.N., Yardley B.W.D. Modeling metamorphic fluid flow with reaction-compaction-permeability feedbacks. Am. J. Sci., 1998,298, 441-470.

118. Barber J.P., Yardley B.W.D. Conditions of high-grade metamorphism in the Dalradian of Connemara, Ireland. J. Geol. Soc. London, 1985, 142, 87-96.

119. Barnicoat A.C., Prior D.J. Contact metamorphism around the Ross of Mull granite, Scotland. Memoirs Geol. Surv. Of Scotland, 1991, 65, 104-109.

120. Barton M.D., Ilchik R.P., Marikos M.A. Metasomatism. In: Kerrick D.M. (Ed.), Contact Metamorphism. Mineralogical Society of America, Reviews in Mineralogy, 1991, 26, 321-350.

121. Bateman R. The zoned Bruinban granitoid pluton and its aureole. J. Geol. Soc. Australia, 1982, 29, 253-263.

122. Bayliss P. Nomenclature of the trioctahedral chlorites. Can.Mineral., 1975, 13, 178-180.

123. Beddoe-Stephens B. Pressures and temperatures of Dalradian metamorphism and the andalusite-kyanite transformation in the northeast Grampians. Scottish Journal of Geology, 1990,26,3-14.

124. Berg J.H. Dry granulite mineral assemblages in the contact aureoles of the Nain complex, Labrador. Contrib. Mineral. Petrol., 1977,64, 33-52.

125. Berg J.H. Regional geobarometry in the contact aureoles of the Nain complex, Labrador. J. Petrology, 1977,18, 399-430.

126. Berman R.G. Internally consistent thermodynamic data for minerals in the system Na20-K20-Ca0-Fe0-Mg0-Al203-Si02-Ti02-H20-C02. Journal of Petrology, 1988, 29, 455522.

127. Best M.G., Weiss L.E. Mineralogical relations in some politic hornfelses from the southern Sierra Nevada, California. Amer. Mineral., 1964, 49, 1240-1266.

128. Bickle M.J., Archibald N.J. Chloritoid and staurolite stability: implications for metamorphism in the Archean Yilgarn Block, western Australia. J. Metamorphic Geol., 1984,2, 179-203.

129. Bird G.W., Fawcett J.J. Stability relations of Mg-chlorite, muscovite and quartz between 5 and 10 kb water pressure. Journal of Petrology, 1973, 14,415-428.

130. Blummel P., Schreyer W. Phase relations in politic and psammitic gneisses of the sillimanite-potash feldspar and cordierite-potash feldspar zones in the Molda-nubicum of the Lam-Bodenmais area, Bavaria. J. Petrology, 1977, 18, 431-459.

131. Bohlen S.R., Montana A.L., Kerrick D.M. Precise determinations of the equilibria kyanite=sillimanite and kyanite=andalusite, and a revised triple point for AhSiOs polymorphs. American Mineralogist, 1991, 76, 677-680.

132. Bolton E.W., Lasaga A.C., Rye D.M. Long-term flow/chemistry feedback in a porous medium with heterogeneous permeability: kinetic control of dissolution and precipitation. Am. J. Sci., 1999,299, 1-68.

133. Bosma W. The spots in the spotted slates of Steige (Vosges) and Vogtland (Saxony). Geol. En. Mijnbouw, 1964,43,476-489.

134. Bowers J.R., Kerrick D.M., Furlong K.P. Conduction model for the thermal evolution of the Cupsuptic aureole, Maine. Amer. J. Sci., 1990,290, 644-665. 1

135. Briggs W.D. Pressure-temperature conditions and staurolite-to-aluminium silicate mechanisms in metapelites near File Lake and Niblock Lake, Manitoba, Canada. Ph.D. thesis, University of Iowa, 1990, 317 p.

136. Brodie K.H., Rutter E.H. On the relationship between deformation and metamorphism with special reference to the behaviour of basic rocks. In: Metamorphic Reactions. Kinetics,

137. Textures and Deformations (eds. Thompson A.B., Rubie D.C.) Advances in Physical Geochemistry, 1985,4, 138-179.

138. Bronshtein I.N., Semendyayev K.A. Handbook of mathematics. Verlag Harri Deutsch, Berlin, 1979,973 p.

139. Brown E.H. High-pressure metamorphism caused by magma loading in Fiordland, New Zealand. Journal of Metamorphic Geology, 1996, 14,441-452.

140. Brown E.H., Walker N.W. A magma-loading model for Barrovian metamorphism in the Southeast Coast Plutonic Complex, British Columbia and Washington. Geological Society of America Bulletin, 1993, 105,479-500.

141. Buddington A.F., Lindsley D.H. Iron-titanium oxide minerals and synthetic equivalents. Journal of Petrology, 1964,5, 310-357.

142. Bucher-Nurminen K. A recalibration of the chlorite-biotite-muscovite geobarometer. Contributions to Mineralogy and Petrology, 1987, 96, 519-522.

143. Butler B.C.M. Chemical study of minerals from the Moine schists of the Ardnamurchan area, Argyllshire, Scotland. J. Petrology, 1967, 8,233-267.

144. Carey J.W. A thermodynamic formulation of hydrous cordierite. Contribution to Mineralogyand Petrology, 1995, 119, 155-165.m

145. Carlson W.D., Johnson C.D. Coronal reaction textures in garnet amphibolites of the Llano Uplift. American Mineralogist, 1991,76,756-772.

146. Carmichael D.M. On the mechanisms of prograde metamorphic reactions in quartz bearing pelitic rocks. Contributions to Mineralogy and Petrology, 1969,20, 244-267.

147. Carmichael D.M. Metamorphic bathozones and bathograds: a measure of the depth of post-metamorphic uplift and erosion on the regional scale. American Journal of Science, * 1978,278,769-797.

148. Carmichael I.S.E. The iron-titanium oxides of sialic volcanic rocks and their associated ferromagnesian silicates. Contributions to Mineralogy and Petrology, 1967, 14,36-64.

149. Carslaw H.S., Jaeger J.C. Conduction of heat in solids. Oxford press, Oxford, 1959, 510 p.

150. Cesare B. Multi-stage pseudomorphic replacement of garnet during polymetamorphism: 2. Algebraic analysis of mineral assemblages. Journal of Metamorphic Geology, 1999, 17, 735-746.

151. Chatterjee N.D., Johannes W.S. Thermal stability and standard thermodynamic properties of synthetic 2Mi-muscovite, KAl2AbSi30io(OH)2. Contributions to Mineralogy and Petrology, 1974,48,89-114.

152. Chenhall B.E., Jones B.G., Carr P.F. Contact metamorphism of politic, psammitic and calcareous sediments in the southern Highlands of New South Wales. Australian J. of Earth Sci., 1988,35,389-401.

153. Chinner G.A. Chloritoid and the isochemical character of Barrow's zones. Journal of Petrology, 1967, 8,268-282.

154. Chinner G.A. Kyanite isograds of Grampian metamorphism. Journal Geological Society of London, 1980,137, 35-39

155. Clarke G.L., Guirard M., Powell R., Burg J.R. Metamorphism in the Olary Block, South Australia: compression with cooling in a Proterozoic fold belt. Journal of Metamorphic Geology, 1987,5,291-306.

156. Clayton J.L., Bostick N.H. Temperature effect on kerogen and on molecular and isotopic composition of organic matter in Pierre Shale near an igneous dike. Org. Geochem., 1986, 10, 135-143.

157. Connolly J.A.D., Cesare B. C-O-H-S fluid composition and oxygen fugasity in graphitic metapelites. Journal of Metamorphic Geology, 1993, 11, 379-388.

158. Crawford M.L. Composition of plagioclase and associated minerals in some schists of Vermont, USA and South Westland, New Zealand. Contrib.Mineral.Petrol., 1966, 13, 269-294.

159. Crawford M.L., Mark L.E. Evidence from metamorphic rocks for overthrusting. Pennsylvania Piedmont, U.S.A. Canadian Mineralogist, 1982,20,333-347.

160. Dallmeyer R.D., Dodd R.T. Distribution and significance of cordierite in paragenesis of the Hudson Highlands, southeastern New York. Contribution to Mineralogy and Petrology, 1971,33,289-308.

161. Dickenson M.P. Local and regional differences in the chemical potential of water in amphibolite facies pelitic schists. Journal of Metamorphic Geology, 1988, 6,365-381.

162. Dipple G.M., Wintsch R.P., Andrews M.S. Identification of the scales of different mobility in a ductile fault zone. Journal of Metamorphic Geology, 1990, 8,645-661.

163. Droop G.T.R., Harte B. The effect of Mn on the phase relations of medium-grade pelites: constraints from natural assemblages on petrogenetic grid topology. Journal of Petrology, 1995,36, 1549-1578.

164. Droop G.N.R., Treloar P.J. Pressures of metamorphism in the thermal aureole of the Etive granite complex. Scottish J. Geol., 1981, 17, 85-102.

165. Duan Z., Moller N., Weare J.H. An equation of state for the CH4-C02-H20 system: I. Pure systems from 0 to 1000 °C and 0 to 8000 bar. Geochimica et Cosmochimica Acta, 1992, 56,2605-2617.

166. Duion S-C., Lagache M. Exchages entre plagioclases et solutions aqueuses de chlorures sodi-calciques a differentes pressions et temperatures (400 a 800 °C, 1 a 3 kilobars). Bull. Mineral., 1984, 107,553-569.

167. Dusel-Bacon С., Hansen V.L., Scala J.A. High-pressure amphibolite facies dynamic • metamorphism and the Mesozoic tectonic evolution of an ancient continental margin,

168. East-central Alaska. J. Metamorphic Geology, 1995, 13,9-24.

169. England P.C., Thompson A.B. Pressure-temperature-time paths of regional metamorphism 1. Heat transfer during the evolution of regions of thickened continental crust. Journal of Petrology, 1984,25,894-928.

170. Essene E.J. The current status of thermobarometry in metamorphic rocks. In: Daly J.S., Cliff R.A. & Yardley B.W.D. (Eds.), Evolution of Metamorphic Belts. Geological Society, London, 1989, Special Publication 43,1-44.

171. Eugster H.P. Thermal and ionic equilibria among muscovite, K-feldspar and aluminosilicate assemblages. Fortschr Mineral, 1970,47, 106-123.

172. Evans B.W., Guidotti C.V. The sillimanite-potash feldspar isograd in eastern Maine, USA. Contrib. Mineral. Petrol., 1966,12,25-62.

173. Evans N.H., Speer J.A. Low-pressure metamorphism and anatexis of Carolina Slate Belt phyllites in the contact aureole of the Lilesville pluton, north Carolina, USA. Contrib. Mineral. Petrol., 1984, 87,297-309.

174. Evirgen M.M., Ashworth J.R. Andalusitic and kyanitic facies series in the central Menderes Massif, Turkey. Neues Jahrbuch der Mineralogie, Monatshefte, 1984,219-227.

175. Farver J.R., Yund R.A. Grain boundary diffusion of oxygen, potassium and calcium in natural and hot-pressed feldspar aggregates. Contrib. Mineral. Petrol., 1995, 118, 340355.

176. Farver J.R., Yund R.A. Volume and grain boundary diffusion of calcium in natural and hot-pressed aggregates. Contrib. Mineral. Petrol., 1996,123,77-91.m

177. Fein J.B., Walther J.V. Calcite solubility and speciation in supercritical NaCl-HC aqueous fluids. Contrib. Mineral. Petrol., 1989,103,317-324.

178. Fein J.B., Walther J.V. Calcite solubility in supercritical CO2-H2O fluids. Geochim. Cosmochim. Acta, 1987,51, 1665-1673.

179. Ferry J.M. P,T,fco2, and fkto during metamorphism of calcareous sediments in the Waterville-Vassalboro area, south-central Maine. Contributions to Mineralogy and Petrology, 1976,57, 119-143.

180. Ferry J.M. A map of chemical potential differences within an outcrop. Am. Mineral., 1979, 64,966-985.

181. Ferry J.M. Reaction mechanisms, physical conditions and mass transfer during hydrothermal alteration of mica and feldspar in granitic rocks from south-central Maine, U.S.A. Contrib. Mineral. Petrol., 1979,68,125-139.

182. Ferry J.M. A comparative study of geothermometers and geobarometers in pelitic schists from south-central Maine. American Mineralogist, 1980, 65, 720-732.

183. Ferry J.M. A comparative geochemical study of pelitic schists and metamorphosed carbonate rocks from south-central Maine, USA. Contributions to Mineralogy and Petrology, 1982, 80, 59-72.

184. Ferry J.M. Applications of the reaction progress variable in Metamorphic Petrology. Journal of Petrology, 1983,24,343-376.

185. Ferry J.M. A biotite isograde in south-central Maine, USA: mineral reactions, fluid transfer. Journal of Petrology, 1984,25, 871-893.

186. Ferry J.M., Spear F.S. Experimental calibration of the partitioning of Fe and Mg between biotite and garnet. Contributions to Mineralogy and Petrology, 1978,66,113-117.

187. Fisher G.W. The application of ionic equilibria to metamorphic differentiation: an example. Contributions to Mineralogy and Petrology, 1970,29, 91-103.

188. Fisher G.W. Rate laws in metamorphism. Geochimica et Cosmochimica Acta, 1978, 42, 1035-1050.

189. Fisher G.W., Lasaga A.C. Irreversible thermodynamics in petrology. In: Kinetics of Geochemical Processes (eds. Lasaga A.C. & Kirkpatrick R.J). Mineralogical Society of America, Reviews in Mineralogy, 1983, 8,171-209.

190. Fitts D.D. Nonequilibrium thermodynamics: a phenomenological theory of irreversible processes in fluid system. McGraw-Hill, New-York, 1962,173 p.

191. Flinn D., Key R.M., Khoo T.T. The chloritoid schists of Shetland and their thermal metamorphism. Scottish Journal of Geology, 1996,32,67-82.

192. Foster C.T. Jr. Mass transfer in sillimanite-bearing pelitic schists near Rangeley, Maine. American Mineralogist, 1977,62,727-746.

193. Foster C.T. Jr. A thermodynamic model of mineral segregations in the lower sillimanite zone near Rangeley, Maine. American Mineralogist, 1981,66,260-277.

194. Foster C.T. Jr. Thermodynamic models of reactions involving garnet in a sillimanite/staurolite schists. Mineral. Magazine, 1986,50,427-439.

195. Frantz J.D., Mao H.K. Bimetasomatism resulting from intergranular diffusion: I. A theoretical model for monomineralic reaction zone sequences. Amer. J. Sci., 1976, 276, 817-840.

196. French B.M. Some geological implications of equilibrium between graphite and C-H-O gas phase at high temperatures and pressures. Reviews of Geophysics, 1966,4,223-253.

197. Frey M. Progressive low-grade metamorphism of a black shale formation, central Swiss Alps with special reference to pyrophyllite and margarite bearing assemblages. Journal ofPetrology, 1978, 19,93-135.

198. Ganguly, J. Analyses of the stabilities of chloritoid and staurolite and some equilibria in the system Fe0-Al203-Si02-H20-02. American Journal of Sciences, 1968,266,277-298.

199. Ganguly, J. Chloritoid stability and related paragenesis: theory, experiments and applications. American Journal of Sciences, 1969,267,910-944.

200. Geiger C.A., Guidotti C.V. Precambrian metamorphism in the southern Lake Superior region and its bearing on crustal evolution. Geoscience Wisconsin, 1989, 13, 1-33.

201. Ghent, E.D., Stout, M.Z. Geobarometry and geothermometry of plagioclase-biotite-garnet-muscovite assemblages. Contributions to Mineralogy and Petrology, 1981, 76, 92-97.

202. Golberg J.M., Leyreloup A.F. High temperature- low pressure cretaceous metamorphism related to crustal thinning (eastern north Pyrenean zone, France). Contrib. Mineral. Petrol., 1990,104,194-207.

203. Goldschmidt V.M. Die Kontact metamorphose in kristianiagebiet. Lkr. Videnskelsk, Kristiana 1, 1911,483 p.

204. Gordon T.M., Ghent E.D., Stout M.Z. Algebraic analysis of the biotite-sillimanite isograd in the File Lake area, Manitoba. Canadian Mineralogist, 1991,26,437-472.

205. Grambling J.A. Kyanite, andalusite, sillimanite and related mineral assemblages in the Truchas Peaks region, New Mexico. Amer. Mineral., 1981,66,702-722.

206. Grambling J.A. A regional gradient in the composition of metamorphic fluids in pelitic schists, Pecos Baldy, New Mexico. Contributions to Mineralogy and Petrology, 1986, 94,149-164.

207. Grambling J.A. Internally-consistent geothermometry and H2O barometry in metapelitic rocks: the example garnet-chlorite-quartz. Contributions to Mineralogy and Petrology, 1990,105, 617-628.

208. Grant J.A., Frost B.R. Contact metamorphism and partial melting of politic rocks in the aureole of the Laramie anorthosite complex, Morton pass, Wyoming. Amer. J. Sci., 1990,290,425-457.

209. Green J.C. High-level metamorphism of politic rocks in northern New Hampshire. Amer. Mineralogist, 1963,48, 991-1023.

210. Green N.L., Usdansky S.I. Ternary-feldspar mixing relations and thermobarometry. American Mineralogist, 1986,71,1100-1108.

211. Green N.L., Usdansky S.I. Toward a practical plagioclase-muscovite thermometer. American Mineralogist, 1986,71,1109-1117.

212. Greenwood H.J. Buffering of pore fluids by metamorphic reactions. American Journal of Science, 1975,275, 573-593.

213. Guidotti C.V. The mineralogy and petrology of the transition from the lower to upper sillimanite zone in the Oquossoc area, Maine. J. Petrology, 1970,11,277-336.

214. Guidotti C.V. Transition from staurolite to sillimanite zone, Rangeley Quadrangle, Maine. Geol. Soc. Amer. Bull., 1974, 85,475-490.

215. Guidotti C.V. Micas in metamorphic rocks. In: Bailey S.W. (Ed.), Micas. Mineralogical Society of America, Reviews in Mineralogy, 1984, 13,357-467.

216. Guidotti C.V., Herd H.H., Tuttle C.L. Composition and structural state of K-feldspars from K-feldspar + sillimanite grade rocks in nirthwestern Maine. Americam Mineralogist, 1973,58, 705-716.

217. Guitard G. Associations minerals, subfacies et types de metamorphisme dans le micaschistes et les gneiss pelitiques du massif du Canigou (Pyrenees-Orientales). Bull. Soc. Geol. France, 1965,7,356-382.

218. Haas H., Holdaway M.J. Equilibria in the system АЬОз-БЮг-НгО involving the stability limits of pyrophyllite, and thermodynamic data of pyrophyllite. American Journal of Sciences, 1973,273,348-357.

219. Halferdahl L.B. Chloritoid: its composition, X-ray and optical properties, stability and occurrence. Journal of Petrology, 1961,2,49-135.

220. Hames W.E., Tracy R.J., Ratcliffe N.M., Sutter J.F. Petrological, structural and geochronologic characteristics of the Acadian metamorphic overprint on the Taconide zone in part of southwestern New England. Am. J. Science, 1991,291, 887-913.

221. Harker R.I. Metamorphism. Methuen, London, 1932,345 p.

222. Harker RI., Tuttle O.F. Studies in the system Ca0-Mg0-C02, Parti. American Journal of Sciences, 1955,253.

223. Harte В. Determination of a pelite petrogenetic grid for the eastern Scottish Dalradian.

224. File Report, 1966,259 p. Hayba D.O., Ingebritsen S.E. Multiphase groundwater flow near cooling plutons. Journal of

225. Mineralogy and Petrology, 1969,24,191-207. Hietanen A. On the facies series in various types of metamorphism. Journal of Geology, 1967,75, 187-214.

226. Hodges K.V., Crowley P.D. Error estimation and empirical geothermobarometry for peliticsystem. American Mineralogist, 1985,70,702-709. Hodges K.V., Spear F.S. Geothermometry, geobarometry and the AhSiOj triple point at Mt.

227. Holdaway M.J. Stability of andalusite and the aluminum silicate phase diagram. American Journal of Sciences, 1971,271, 97-131.

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

229. Holdaway M.J., Dutrow B.L., Hinton R.W. Devonian and Carboniferous metamorphism in west-central Maine: The muscovite-almandine geobarometer and the staurolite problem revisited. American Mineralogist, 1988,73,20-47.

230. Holdaway M.J., Guidotti C.V., Novak J.M., Henry W.E. Polymetamorphism in medium- to high-grade pelitic metamorphic rocks, west-central Maine. Geological Society of American Bulletin, 1982, 93,572-584.

231. Holdaway M.J., Lee S.M. Fe-Mg cordierite stability in high-grade pelitic rocks based on experimental, theoretical, and natural observations. Contribution to Mineralogy and Petrology, 1977,63,175-198.

232. Holdaway M.J., Mukhopadhyay В., Dyar M.D., Guidotti C.V., Dutrow B.L. Garnet-biotite geothermometry revised: New Margules parameters and a natural specimen data set from Maine. American Mineralogist, 1997, 82, 582-595.

233. Holland T.J.B., Powell R. An internally consistent thermodynamic dataset with uncertainties and correlations: 2. Data and results. Journal of Metamorphic Geology, 1985, 3, 343370.

234. Holland T.J.B., Powell R. An enlarged and updated internally consistent thermodynamic dataset with uncertainties and correlations: the system K20-Na20-Ca0-Mg0-Fe0-Fe203-Al203-Ti02-Si02-C-H2-02. Journal of Metamorphic Geology, 1990, 6, 89-124.

235. Holland T.J.B., Powell R. An internally consistent thermodynamic data set for phases of petrological interest. Journal of Metamorphic Geology, 1998,16,309-343.

236. Hollister L.S. Metastable paragenetic sequence of andalusite, kyanite, and sillimanite, Kwoeik area, British Columbia. American Journal of Sciences, 1969,267,352-370.

237. Hoschek G. The stability of staurolite and chloritoid and their significance in metamorphism of pelitic rocks. Contribution to Mineralogy and Petrology, 1969,22,208-232.

238. Hotz P.E., Willden R. Geology and mineral deposits of the Osgood Mountains Quadrangle-Humbold County, Nevada. U.S. Geol. Surv. Bull., 1964,431, 59-62.

239. Hsu L.G. Selected phase relationships in the system Al-Mn-Fe-Si-O-OH: a model for garnet equilibria. Journal of Petrology, 1968,9,40-83.

240. Huerta A.D., Royden L.H., Hodges K.V. The thermal structure of collisional orogens as a response to accretion, erosion and radiogenic heating. J. Geophys. Res., 1998, 103, 15287-15302.

241. Jaeger J.C. Cooling and solidification of igneous rocks. In: Hess H.H. and the late Poldervaart A. (eds) Basalts. The Poldervaart treatise on rocks of basaltic composition. Interscience Publishier, New York, London, Sidney, 1968,503-536.

242. James H.L., Howland A.L. Mineral facies in iron- and silica-rich rocks. Geological Society of America Bulletin, 1955,66, 1580-1581.

243. Jamtreit В., Ragnarsdottir K.V., Wood B.J. On the origin of zoned grossular-andradite garnets in hydrothermal systems. Eur. J. Mineral., 1995, 7,1399-1410.

244. Joesten R. Local equilibrium and metasomatic growth of calc-silicate nodules from a contact aureole, Christmas Mountains, Big Bend region, Texas. American Journal of Sciences, 1974,274, 876-901.

245. Joesten R. Evolution of mineral assemblage zoning in diffusion metasomatism. Geochimica et Cosmochimica Acta, 1977,41,649-670.

246. Joesten R. Grain-boundary diffusion kinetics in silicate and oxide minerals. In: Ganguly J. (ed) Diffusion, atomic ordering and mass transport. Springer-Verlag, New York, 1991, 345-395.

247. Joesten R., Fisher G. Kinetics of diffusion-controlled mineral growth in the Christmas Mountains (Texas) contact aureole. Geol. Soc. Am. Bull., 1988, 100,714-732.

248. Johannes W. The significance of experimental studies for the formation of migmatites. In: Ashworth, J.R. (Ed.), Migmatites. Blackie, Glasgow, 1985,36-85.

249. Johannes W. Melting of plagioclase-quartz assemblages at 2 kbar water pressure. Contrib. Mineral. Petrol., 1989,103,270-276.

250. Johnson C.D., Carlson W.D. The origin of olivine-plagioclase coronas in metagabbros from the Adirondack Mountains, New York. Journal of Metamorphic Geology, 1990, 8, 697717.

251. Jones J.W. An almandinr garnet isograd in the Rogers Pass area, British Columbia: the nature of the reaction and an estimation of the physical conditions during its formation. Contrib. Mineral. Petrol., 1972,37,291-306.

252. Kalt A., Altherr R., Ludwig T. Contact metamorphism in Pelitic rocks on the island of Kos (Greece, Eastern Aegean Sea): a test for the Na-in-cordierite thermometer. Journal of Petrology, 1998,39, 663-688.

253. Kaneko Y., Miyano T. Contact metamorphism by the Bushveld Complex in the northeastern Transvaal, South Africa. Journal of Mineralogy, Petrology and Economic Geology, 1990,85, 66-81.

254. Karabinos P., Ketchman R. Thermal structure of active thrust belts. Journal of Metamorphic Geology, 1988, 6, 559-570.

255. Kepezhinskas K.B., Khlestov V.V. The petrogenetic grid and subfacies for middle-temperature metapelites. Journal of Petrology, 1977,18,114-143.

256. Kerrick D.M. The A^SiOs polymorphs. Mineralogical Society of America, Reviews in Mineralogy, 1990,22,406 p.

257. Kerrick D.M., Heninger S.G. The andalusite-sillimanite equilibrium revisited. Geol. Soc.America Abs. With Prog., 1984, 16, 558.

258. Kerrick D.M., Jacobs C.K. A modified Redlich-Kwong equation for НгО,СОг and H2O-CO2 mixtures at elevated pressures and temperatures. American Journal of Science, 1981, 281,735-767.

259. Kerrick D.M., Woodsworth G.J. Aluminium silicates in the Mount Raleigh pendant, British Columbia. Journal of Metamorphic Geology, 1989,7, 547-563.

260. Klaper E.M., Bucher-Nurminen K. Alpine metamorphism of pelitic schists in the Nufenen Pass area, Lepontine Alps. Journal of Metamorphic Geology, 1987, 5,175-194.

261. Kleemann U., Reinhardt J. Garnet-biotite thermometry revisited: The effect of Al^ and Ti in biotite. European Journal of Mineralogy, 1994, 6, 925-941.

262. Koons P.O., Thompson A.B. Non-mafic rocks in the greenschist, blueschist and eclogite facies. Chemical Geology, 1985,50,3-30.

263. Kretz R. Analysis of equilibrium in garnet-biotite-sillimanite gneisses from Quebec. J. Petrology, 1964,5,1-20.

264. Kretz R Kinetics of the crystallization of garnet at two localities near Yellowknife. Journal ofMineralogical Association of Canada, 1973, 12, 1-20.

265. Kretz R Symbols for rock-forming minerals. American Mineralogist, 1983,68,277-279.

266. Kusznir N.J., Park RG. The strength of intraplate lithosphere. J. Phys. Earth Planet. Interiors, 1984,36,224-235.

267. Mahar E.M., Baker J.M., Powell R., Holland T.J.B., Howell N. The effect of Mn on mineral stability in metapelites. Journal of Metamorphic Geology, 1997, 15,223-238.

268. Maresch W.V., Massonne H.J., Czank M. Ordered and disordered chlorite/biotite interstratifications as alteration products of chlorite. Neues Jahrb. Mineral. Abh., 1985, 152,79-100.

269. Menard Т., Spear F.S. Interpretation of plagioclase zonation in calcic pelitic schists, south Strafford, Vermont, and the effects on thermobarometry. Canadian Mineralogist, 1996, 34,133-146.

270. Messiga В., Bettini E. Reactions behaviour during kelyrhite and symplectite formation: a case study of mafic granulites and eclogites from the Bohemian Massif. European Journal of Mineralogy, 1990,2,125-144.

271. Miller G. Reaction rims between olivine and plagioclase in metaperidotites, Otztal Alps, Bavaria. Contributions to Mineralogy and Petrology, 1974,43,333-342.

272. Miyashiro A. Regional metamorphism of the Gosaisyo-Takanuki district in the Central Abakuma Plateau. Journ Fac Sci Univ Tokyo, 1958,11,211-229.

273. Miyashiro A. Evolution of metamorphic belts. Journal of Petrology, 1961,2,277-311.

274. Moore J.M., Jr. Phase relations in the contact aureole of the Onawa pluton, Maine. Ph.D. Dissertation, Massachusetts Institute of Technology, 1960,187 p.

275. Morand V.J. Low-pressure regional metamorphism in the Omeo metamorphic complex, Victoria, Australia. J. Metamorphic Geol., 1990, 8, 1-12.

276. Mork M.B.E. Coronite and eclogite formation in olivine gabbro (Western Norway): reaction paths and garnet zoning. Mineral. Mag., 1986, 50, 417-426.

277. Mueller R.F., Saxena S.K. Chemical Petrology with applications to The Terrestrial Planets and Meteorites. Springer-Verlag New-York Heidelberg - Berlin, 1977, 517 p.

278. Munksgaard N.C. Source of the Cooma granodiorite, New South Wales A possible role of fluid-rock interactions. Australian J. Earth Sci, 1988, 35, 363-377.

279. Naggar M.H., Atherton M.P. The composition and metamorphic history of some aluminium silicate-bearing rocks from the aureoles of the Donegal Granites. Journal of Petrology, 1970, 11,549-589.

280. Nel L.T. The geology of the country around Vredeford. Mem.Geol.Surv.South Africa, 1927.

281. Nelder J.A., Mead R. A simplex method for function minimisation. Computer Journal, 1965, 7,308-313.

282. Nishiyama T. Steady diffusion model for olivine-plagioclase corona growth. Geoch Cosmochim Acta, 1983,47,283-294.

283. Nitsch K.H., Winkler H.G.F. Bildungsbedingungen von epidot und ortozoisit. Contr. Mineral. Petrol., 1965,2, 125-139.

284. Nockolds S.R., Knox R.W., Chinner G.A. Petrology for Students. Cambridge University Press, Cambridge, 1978, 340 p.

285. Nozhkin A.D., Kungurtsev L.V., Turkina O.M. Geodynamic environments for Proterozoic complexes of south-western margin of the Siberian Platform. Abstract of 4th International Symposium on Geodynamic evolution of Paleoasian Ocean, 1993, 108111.

286. Ohmoto H., Kerrick D.M. Devolatilization equilibria in graphitic system. American Journal of Science, 1977,277, 1013-1044.

287. Okrusch M. Die Gneishornfelse urn Steinbach in der Oberpfalz. Contribution to Mineralogy and Petrology, 1969, 22, 32-71.

288. Okuyama-Kusunose Y. Phase relations in andalusite-sillimanite type Fe-rich aluminous metapelites: Tono contact metamorphic aureole, northeast Japan. Journal of Metamorphic Geology, 1994, 12, 153-168.

289. Olives Banos J., Amouric M., De Fouquet C., Baronnet A. Interlayering and interlayer slip in biotite as seen by HRTEM. Am. Mineral., 1983, 68, 754-758.

290. Ono A. Petrological study of the Ryoke metamorphic rocks in the Takato Shioziri area, central Japan. JJap.Ass.Miner.Petrol.Econ.Geol, 1977,72,255-272.

291. Orville P.M. Plagioclase cation exchange equilibria with aqueous chloride solution: results at 700 °C and 2000 bars in the presence of quartz. Am. Mineral., 1972,272,234-272.

292. Passchier C.W., Trouw R.A.J. Microtectonics. Springer-Verlag, Berlin, Heidelberg, New York, 1996,289 p.

293. Patel S.C., Frost B.R., Chamberlian K.R., Snyder G.L. Proterozoic metamorphism and uplift history of the north-central Laramie Mountains, Wyoming, USA. J. Metamorphic Geology, 1999,17,243-258.

294. Paterson S.R., Tobisch O.T. Rates and progress in magmatic arcs: implications for the timing and nature of pluton emplacement and wall rock deformation. J. Struct. Geol., 1992,14,291-300.

295. Pattison D.RM. Variation in Mg/Mg+Fe, F, and (Fe,Mg)Si=2Al in pelitic minerals in the Ballachulish aureole, Scotland. Am. Mineral., 1987, 72,255-272.

296. Pattison D.R.M. P-T conditions and the influence of graphite on pelitic phase relations in the Ballachulish aureole, Scotland. Journal of Petrology, 1989,30,1219-1244.

297. Pattison D.R.M. Stability of andalusite and sillimanite and the AhSiOs triple point: constraints from the Ballachulish aureole, Scotland. Journal of Geology, 1992, 100, 423-446.

298. Pattison D.R.M., Harte B. A petrogenetic grid for pelites in the Ballachulish and other Scottish thermal aureoles. J. Geol. Soc. London, 1985,142,7-28.

299. Pattison D.RM., Harte B. The geology and evolution of the Ballachulish Igneous Complex and Aureole. Scottish Journal of Geology, 1997, 33,1-29.

300. Pattison, D.R.M. Tracy RJ. Phase equilibria and thermobarometry of metapelites. In: Kerrick D.M. (Ed.), Contact Metamorphism. Mineralogical Society of America, Reviews in Mineralogy, 1991,26,105-206.

301. Peacock S.M. Numerical constraints on rates of metamorphism, fluid production, and fluid flux during regional metamorphism. Geological Society of America Bulletin, 1989, 101,476-485.

302. Perchuk L.L., Lavrent'eva I.V. Experimental investigation of exchange equilibria in the system cordierite-garnet-biotite. In: Saxena S.K. (Ed.), Kinetics and Equilibrium in Mineral Reactions. Springer Berlin, Heidelberg, New York, 1983, 199-239.

303. Phillips G.N. The metamorphism of the Witwatersrand goldfields. Journal of Metamorphic Geology, 1987, 5,307-322.

304. Powder diffraction file. JCPDS. USA, 1974,262 p.

305. Powell R., Evans J.A. A new geobarometer for the assemblage biotite-muscovite-chlorite-quartz. Journal of Metamorphic Geology, 1983, 1, 331-336.

306. Powell R., Holland T.J.B. An internally consistent thermodynamic dataset with uncertainties and correlations: 1. Methods and a worked example. Journal of Metamorphic Geology, 1985, 3, 327-342.

307. Powell R., Holland T.J.B. An internally consistent thermodynamic dataset with uncertainties and correlations: 3. Applications to geobarometry, worked examples and computer program. Journal of Metamorphic Geology, 1988, 6, 173-204.

308. Powell R., Holland T.J.B. Calculated mineral equilibria in the pelite system, KFMASH (K20-Fe0-Mg0-Al203-Si02-H20. American Mineralogist, 1990,75,367-380.

309. Powell R., Holland T.J.B. Optimal geothermometry and geobarometry. American Mineralogist, 1994,79, 120-133.

310. Prigogine I. Introduction to thermodynamics of irreversible processes. 2nd ed. Interscience, New-York, 1961,119 p.

311. Prigogine I., Defay R. Chemical Thermodynamics. Longman, London, 1954,543 p.

312. Putnis A., McConnel J.D.C. Principles of mineral behaviour. Blackwell Scientific Public., Oxford, 1980, 257.

313. Rambaldi E.R. Variation in the composition of plagioclase and epidote in some metamorphic rocks near Bancroft, Ontario. Can. J. Earth Sci., 1973, 10, 852-868.

314. Ramsay C.R., Kamineni D.C. Petrology and evolution of an Archean metamorphic aureole in the Slave Craton, Canada. Journal of Petrology, 1977, 18,460-486.

315. Reinhardt J., Rubenach M.J. The temperature-time relationships across metamorphic zones: Evidence from porphyroblast-matrix relationships in progressively deformed metapelites. Tectonophysics, 1989,158,141-161.

316. Reverdatto V.V., Anosnin G.N., Cymbalist V.G., Kholodova L.D., Vasilenko V.B. Gold-bearing metapelites isochemically metamorphosed near the intrusive contact. Chem. Erde Bd., 1976,35,289-298.

317. Reverdatto V.V., Melenevskij V.N. Magmatic heat as a factor of hydrocarbon generation: The case of the basaltic sills. Geologiya i Geofizika, 1983, 6,15-24.

318. Reverdatto V.V., Sharapov V.N., Lavrent'ev Yu.G., Pokachalova O.S. Investigations in isochemical contact metamorphism. Contr. Mineral. Petrol., 1974,48,287-299.

319. Richardson S.W. Staurolite stability in a part of the system Fe-Al-Si-O-H. Journal of Petrology, 1968,9,467-488.

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

321. Ridley J. The effect of reaction enthalpy on the progress of a metamorphic reaction. In: Metamorphic Reactions. Kinetics, Textures and Deformations (eds. Thompson A.B., Rubie D.C.) Advances in Physical Geochemistry, 1985,4, 80-97.

322. Robinson P., Jaffe H.W., Ross M., Klein C. Orientation of exsolution lamellae in clinopyroxenes and clinoamphiboles: consideration of optimal phase boundaries. Am. Mineral., 1971,56,909-939.

323. Rubenach M.J., Bell Т.Н. Microstructural controls and the role of graphite in matrix/porphyroblast exchange during synkinematic andalusite growth in a granitoid aureole. J. Metamorphic Geol., 1988,6,651-666.

324. Rubie D.C. Reaction enhanced ductility: the role of solid-solid univariant reactions in deformation of the crust and mantle. Tectonophysics, 1983,96,331-352.

325. Rumble D.III The use of mineral solid solutions to measure chemical potential gradients in rocks. Am. Mineralogist, 1976,61, 1167-1174.

326. Rumble D.III Mineralogy, petrology and oxygen isotopic geochemistry of the Clough formation, Black Mountain, Westerm New Hampshire, USA. J. Petrology, 1978, 19, 317-340.

327. Ruppel C., Hodge K.V. Pressure-temperature-time paths from two-dimensional thermal models: prograde, retrograde and inverted metamorphism. Tectonics, 1994, 13, 17-44.

328. Sanford R.F. Textures and mechanisms of metamorphic reactions in the Cockeysville marble near Texas, Maryland. Am. Mineral., 1980, 65, 654-669.

329. Scheumann K.H. Bemerkungen zur Genese der Gesteines und Mineralfazies der granulite. Geologie, 1954,3.

330. Schumacher J.C. Empirical ferric iron corrections of electron microprobe mineral analyses. Necessity, assumptions and effect on some geothermometers and geobarometers. Mineralogical Magazine, 1991, 55, 3-18.

331. Seifert F. Low temperature compatibility relations of cordierite in haplopelites of the system K20-Mg0-Al203-Si02-H20. Journal of Petrology, 1970, II, 73-99.

332. Seki Y. Petrological study of hornfels in the central part of the median zone of Kitakami Mountainland, Iwate prefecture. Sci. Rep. Saitama University, 1957,2,307-361.

333. Sharp W.E., Kennedy G.C. The system Сао-СОг-НгО in two phase region calcite-aqueous solution. J. Geology, 1965,73, 391-403.

334. Shaw D.M. Geochemistry of pelitic rocks. Part III: Major elements and general geochemistry. Geological Society America Bulletin, 1956, 67, 913-934.

335. Shi Y., Wang C. Two-dimensional modeling of the P-T-paths of regional metamorphism in simple overthrust terraines. Geology, 1987,15,1048-1051.

336. Shiba M. Metamorphic evolution of the southern part of Hidaka Belt, Hokkaido, Japan. Journal of Metamorphic Geology, 1988, 6,273-296.

337. Shimazu M. Penological study of the metamorphosed rocks surrounding the Tanohata granitic mass, northern Kitakami Mountainland, northeastern Japan. J. Japanese Assoc. Mineral. Petrol. Econ. Geol., 1962,48, 167-190.

338. Skelton A.D.L., Bickle M.J., Graham C.M. Fluid-flux and reaction rate from advective-diffusive caronation of mafic sill margins in the Dalradian, southwest Scottish Highlands. Earth Planet. Sci. Letters, 1997,146, 527-539.

339. Skippen J.B., Gunter A.E. The thermodynamic properties of НгО in magnesian and iron cordierite. Contribution to Mineralogy and Petrology, 1996, 124, 82-89.

340. Smit C.A., Van Reenen D.D., Gerya T.V., Varlamov D.A., Fed'kin A.V. Structural-metamorphic evolution of the Yenisey Range of Eastern Siberia. Mineralogy and Petrology, 2000,69,35-67.

341. Spear F.S. Phase equilibria of amphibolites from the Post Pond volcanics, Vermont. Carnegie Institute Washington Year Book, 1977,76,613-619.

342. Spear F.S. PTPATH: A Fortran program to calculate pressure-temperature paths from zoned metamorphic garnets. Computers and Geosciences, 1986,12,247-266.

343. Spear F.S. Relative thermobarometry and metamorphic P-T paths. In: Daly, J.S., Cliff, R.A. & Yardley, B.W.D. (Eds.), Evolution of Metamorphic Belts. Geological Society London Special Publication, 1989,43,63-82.

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

345. Spear F.S., Cheney J.T. A petrogenetic grid for pelitic schists in the system SiCh-AhCb-Fe0-Mg0-K20-H20. Contributions to Mineralogy and Petrology, 1989, 101,149-164.

346. Spear F.S., Hickmott D.D., Selverstone J. Metamorphic consequences of thrust emplacement, Fall Mountain, New Hampshire. Geological Society of America Bulletin, 1990,102, 1344-1360.

347. Spear F.S., Kohn M.J., Cheney J.T., Florence F. Metamorphic, thermal and tectonic evolution of Central New England. Journal of Petrology, 2002,43,2097-2120.

348. Spear F.S., Kohn M.J., Harrison T.M. A thermal model for west-central New Hampshire. Geological Society of America Abstracts with Programs, 1989,21,67-68.

349. Spear F.S., Selverstone J. Quantitative P-T paths from zoned minerals: theory and tectonic application. Contribution to Mineralogy and Petrology, 1983, 83,348-357.

350. Speer J.A. The nature and magnetic expression of isograds in the contact aureole of the Liberty Hill pluton, South Carolina: Part II. Geol. Soc. Amer. Bull., 1981, 92, 12621358.

351. Speer J.A. Metamorphism of the pelitic rocks of the Snyder Group in the contact aureole of the Kiglapait layered intrusion, Labrador. Effects of buffering partial pressures of water. Canadian Journal of Earth Science, 1982, 19,1888-1909.

352. St-Onge M.R. Geothermometry and geobarometry in politic rocks of north- central Wopmay Oregon (early Proterozoic), northwest Territories, Canada. Geol. Soc. Amer. Bull., 1984,95, 196-208.

353. Stowell H.H. Silicate and sulphide thermobarometry of low- to medium-pressure metamorphic rocks from Holkham Bay, south-east Alaska. J. Metamorphic Geology, 1989, 7, 343-358.

354. Symmes G.H., Ferry J.M. The effect of whole-rock MnO content on the stability of garnet in pelitic schists during metamorphism. Journal of Metamorphic Geology, 1992, 10, 221237.

355. Thompson A.B. A note on the kaolinite-pyrophyllite equilibrium. Am. J. Sci., 1970, 268, 454-458.

356. Thompson A.B. Mineral reactions in pelitic rocks. I. Predictions of P-T-X (Fe,Mg) phase relations. Am. J. Sci, 1976,276,401-424.

357. Thompson A.B. Mineral reactions in pelitic rocks: II. Calculation of some P-T-X(Fe-Mg) phase relations. American Journal of Science, 1976,276,425-454.

358. Thompson A.B., England P.C. Pressure-temperature-paths of regional metamorphism, II: Their influence and interpretation using mineral assemblages in metamorphic rocks. Journal of Petrology, 1984, 25, 929-954.

359. Thompson J.B. Jr. The graphical analysis of mineral assemblages in pelitic schists. American Mineralogist, 1957, 42, 842-858.

360. Thompson J.B., Norton S.A. Paleozoic regional metamorphism in New England and adjacent areas. In: Zen E-an (Ed), Studies of Appalachian Geology: Northern and Maritime, Interscience Publisher, New York, 1968, 319-327.

361. Thompson P.H. Archean regional metamorphism in the Slave Structural Province- A new perspective on some old rocks. Metamorphism in the Canadian Shield, Paper 78-10. Geol. Surv. Canada, 1978, 85-103.

362. Thomson J.A., Guidotti C.V. Carboniferous Barrovian metamorphism in South Maine. Studies in Maine Geology, 1989,3,35-51.

363. Tilley C.E. Contact-metamorphism in the Comrie area of the Perthshire highlands. Quart. J. Geol. Soc. London, 1924, 80,22-71.

364. Tracy RJ. Compositional zoning and inclusions in metamorphic minerals. Rev. Mineral., 1982,10,355-397.

365. Treloar P.J., Broughton R.D., Williams M.P., Coward M.P., Windley B.F. Deformation, metamorphism and imbrication of the Indian plate, south of the Main Mantle Thrust, north Pakistan. J. Metamorphic Geology, 1989, 7, 111-125.

366. Turcotte D.L., Shubert G. Geodynamics. Applications of continuum physics to geological problems. J. Wiley and Sons, New-York, 1982,450 p.

367. Turner F.J., Verhoogen J. Igneous and metamorphic petrology. NcGraw-Hill Book Company Inc., New-York, 1960,519 p.

368. Tuttle O.F., Bowen N.L. Origin of granite in the light of experimental studies in the system NaAlSi308-KAlSi308-Si02-H20. Geological Society of America Memoir, 1958, 74, 5463.

369. Vail J.R. Zones of progressive regional metamorphism across the western margin of the Mozambique Belt in Rhodesia and Mozambique. Geol. Magazine, 1966, 103,231-239.

370. Van Bosse J.V., Williams-Jones A.E. Chemographic relationships of biotite and cordierite in the McGerrigle thermal aureole, Gaspe, Quebec. J. Metamorphic Geol., 1988,6, 65-67.

371. Veblen D.R., Ferry J.M. А ТЕМ study of the biotite-chlorite reaction and comparison with petrologic observations. Am. Mineral., 1983,68, 1160-1168.

372. Vernon R.H. Reactions involving hydration of cordierite and hypersthene. Conrib. Mineral. Petrol., 1972,35,125-137.

373. Vernon R.H. Metamorphic processes. Reactions and microstructure development. George Allen and Uhwin Ltd., London, 1976,226 p.

374. Vernon R.H. Relationships between microstructural and metamorphic assemblages. Tectonophysics, 1977,39,439-452.

375. Vernon R.H., Collins W.J. Igneous microstructures in migmatites. Geology, 1990, 16, 11261129.

376. Vidal O., Goffe В., Bousquet R., Parra T. Calibration and testing of an empirical chloritoid-chlorite Mg-Fe exchange thermometer and thermodynamic data for daphnite. Journal of Metamorphic Geology, 1999,17,25-39.

377. Vidale R. Metasomatism in a chemical gradient and formation of calc-silicate bands. Am. J. Sci., 1969,267, 857-887.

378. Walther J.W. Description and interpretation of metasomatic phase relations at high pressures and temperatures: 2. Metasomatic reactions between quartz and dolomite at Campolungo, Switzerland. Am.J. Sci., 1983,283-A, 459-485.

379. Walther J.W., Orville P.M. Rates of metamorphism and volatile production and transport in regional metamorphism. Contrib. Mineral. Petrol., 1982,79,252-257.

380. Walther J.W., Wood B.J. Rate and mechanism in prograde metamorphism. Contrib. Mineral. Petrol., 1984,88,246-259.

381. Wang P., Spear F.S. A field and theoretical analysis of garnet+chlorite+chloritoid+biotite assemblages from the tri-state (MA,CT,NY) area, USA. Contributions to Mineralogy and Petrology, 1991,106, 217-235.

382. Whitney D.L., Lang H.M., Ghent E.D. Quantitative determination of metamorphic reaction history: mass balance between groundmass and mineral inclusion assemblages in metamorphic rocks. Contributions to Mineralogy and Petrology, 1995,120,404-411.

383. Whitney D.L., Miller R.B., Paterson S.R. P-T-t evidence for mechanisms of vertical tectonic motion in a contractional orogen: north-western US and Canadian Cordillera. Journal of Metamorphic Geology, 1999, 17,75-90.

384. Wickham S.M. Crustal anatexis and granite pedogenesis during low pressure regional metamorphism: the Trois Seigneurs massif, Pyrenees, France. J. Petrology, 1987, 28, 127-170.

385. Wilson C.R., Smith D. A numerical study of mineral zoning formed during the cooling of finite volume grains. Jour. Geoph. Res., 1985,90, 10351-10358.

386. Yamada H. On rhombic amphibole and biotite in metamorphosed slates from Wariyama, Iwate prefecture. Imperial Acad. Japan Pro., 1943, 19, 579-581.

387. Yardley B.W.D. Relationship between the chemical and modal compositions of metapelites from Connemara, Ireland. Lithos, 1977,10,235-242.

388. Yardley B.W.D. The nature and significance of the mechanism of sillimanite growth in the Connemara schists, Ireland. Contributions to Mineralogy and Petrology, 1977, 65, 5358.

389. Yardley B.W.D. An Introduction to Metamorphic Petrology. Longman Scientific & Technical, Harlow, 1989,248 p.

390. Zwart H.J. On the determination of polymetamorphic mineral associations, and its application of the Bosost area (Central Pyrenees). Geologische Rundschau, 1962, 52, 38-65.

391. Zwart H.J., Corvalan J., James H.L., Miyashiro A., Saggerson E.P., Sobolev V.S., Subramaniam A.P., Vallance T.G. A scheme of metamorphic facies for the cartographic representation of regional metamorphic belts. US Geological Newsletter, 1967, 2.