Россия
Россия
Приведены минеральные и структурные особенности парагнейсов няртинского комплекса и маньхобеинской свиты. Рассчитаны PT-параметры минеральных равновесий второго и третьего этапов метаморфизма с использованием компьютерных программ методами классической и мультиравновесной термобарометрии. В совокупности с макроструктурными особенностями подтверждено проявление в рассматриваемых породах трех самостоятельных тектоно-метаморфических этапов: первый устанавливается по распространению тесно сжатых и изоклинальных складок в парагенезисе со сланцеватостью первой генерации и реликтовым минералам, отсутствующим в вышележащих (верхнерифейских) отложениях. Второй этап – прогрессивный метаморфизм уровня эпидот-амфиболитовой фации (пик метаморфизма T=606–527 °C, P=8.8–7.9 кбар), сопровождающийся распространением асимметричных подобных складок в парагенезисе с кливажем-сланцеватостью. Третий этап (диафторез) проявлен в парагнейсах развитием вторичных изменений. Температурный диапазон кристаллизации хлоритов соответствует уровню фации зеленых сланцев (T=285–232 °C).
Приполярный Урал, метаморфизм, парагнейсы, PT-условия, складки
Введение
Докембрийский разрез, включающий няртинский метаморфический комплекс, маньхобеинскую, щокурьинскую, пуйвинскую, хобеинскую, мороинскую, саблегорскую свиты, обнажается в северной части Ляпинского антиклинория (Хобеизская антиклиналь) на Приполярном Урале и считается стратотипическим для Тимано-Североуральского региона (рис. 1). Систематические исследования вещественного состава пород Приполярного Урала, включая литолого-геохимические, петрологические, минералогические, минерагенические и возрастные аспекты, были начаты в 30-е годы. прошлого столетия. За это время неоднократно уточнялись состав, распространение и возраст стратифицированных и магматических образований, решались вопросы, связанные с метаморфизмом и тектоникой района. На сегодняшний день некоторые вопросы, в том числе касающиеся метаморфизма и возраста отдельных стратифицированных подразделений, остаются спорными. Особо дискуссионным является вопрос о выделении/невыделении метаморфических образований маньхобеинской свиты и масштабах ее распространения в верховья р. Кожим. В последнее десятилетие появляется все больше данных, что породная ассоциация, известная как маньхобеинская свита, не имеет самостоятельного стратиграфического значения и выделена в ранге свиты ошибочно на месте зон развития ретроградного метаморфизма по породам няртинского комплекса [2–5].
Существующие представления о метаморфизме пород позволяют выделить две точки зрения. Согласно одной из них [6, 7] уровень метаморфизма в ядре Ляпинского антиклинория соответствовал амфиболитовой (гранулитовой?) фации (первый этап). Метаморфические преобразования второго этапа привели к прогрессивному изменению верхнедокембрийских толщ и диафторезу более древних образований. С третьим этапом связаны зеленосланцевое изменение палеозойских отложений и локально проявленный диафторез подстилающих толщ. По другой точке зрения в рассматриваемом районе выделяется зональный метаморфический комплекс, получивший название Верхнекожимский. Уровень метаморфизма не превышает эпидот-амфиболитовой фации и снижается к периферии Ляпинского антиклинория до уровня зеленосланцевой фации, с наложением более позднего зеленосланцевого диафтореза [8].
Цель работы – сравнение минеральных и структурных особенностей, метаморфизма парагнейсов, которые являются наиболее распространенными породами в няртинском комплексе и встречаются в виде реликтов среди низкотемпературных метаморфических пород (преимущественно слюдистых сланцев) в маньхобеинской свите, и на основе этих исследований получение дополнительных данных для решения вопроса о правомерности выделения маньхобеинской свиты в качестве самостоятельного стратиграфического подразделения.
Материалы и методы
Пробы для исследования отобраны в ходе полевых работ из естественных обнажений на ручьях Николай-шор, Кожым-Вож, Хасаварка и верховьях р. Кожим.
Минеральный состав и структурно-текстурные особенности пород изучали в шлифах на поляризационном микроскопе Биоптик-400. Содержание породообразующих окислов определено традиционным 14-компонентным весовым химическим методом в лаборатории химии минерального сырья. Химические составы и фотографии минералов получены с помощью сканирующих электронных микроскопов JSM–6400 с энергетическим спектрометром Link и Tescan Vega 3 LMH с энергодисперсионной приставкой Instruments X-Max 50 mm2 Oxford instruments при ускоряющем напряжении 20 кВ, размеры пучка – 180 нм, области возбуждения – до 5 мкм, с использованием программного обеспечения Aztec. Все аналитические исследования проведены в ЦКП «Геонаука» Института геологии имени академика Н. П. Юшкина Коми НЦ УрО РАН. Для вычисления давления и температуры минеральных равновесий применялась программа PTQuick, написанная Д. В. Доливо-Добровольским. Проверка пиковых PT-условий метаморфизма выполнена методом мультиравновесной термобарометрии в программе TWQ [9] с использованием базы данных [10, 11].
Замеры структурных (плоскостных и линейных) элементов произведенны авторами при полевых исследованиях. Обработка замеров проведена с использованием программы Stereonet 11.
Петрографическая характеристика парагнейсов и химический состав главных минералов
Известно, что субстратом для двуслюдяных гнейсов и сланцев няртинского комплекса являлись полимиктовые алевролиты, граувакковые и аркозовые песчаники. В свою очередь исходным материалом для алевролитов и песчаников послужили как магматические породы основного и кислого составов, так и рециклированные осадочные отложения [12, 13]. Породы изменены метасоматическими процессами: окварцеванием, эпидотизацией, мусковитизацией, плагио- и калиевой фельдшпатизацией [12].
Для установления протолита рассматриваемых в работе образцов двуслюдяных гнейсов няртинского комплекса применена диаграмма А. А. Предовского [14] в координатах A-F (рис. 2). На эту же диаграмму вынесены составы гранатсодержащих двуслюдяных гнейсов маньхобеинской свиты, которые устанавливаются в виде реликтовых прослоев среди слюдяных альбит-кварцевых сланцев на ручьях Хасаварка (обр. 14/17), Кожим-Вож (обр. 15/8) и Николай-Шор (обр. 14/119). Результаты анализов данных пород приведены в табл. 1.
Анализ диаграммы позволяет установить, что три фигуративные точки составов гнейсов попадают в поля псаммитов (зернистых осадочных пород субграувакк), две точки составов – в поле пелитов (глин).
Макроскопически образцы гранатсодержащих двуслюдяных гнейсов представлены мелко- и среднезернистыми зеленовато-серыми, светло-серыми породами с отчетливой параллельно-сланцеватой текстурой. Часто в породах наблюдается метаморфическая полосчатость, выраженная наличием кварц-полевошпатовых прослоев и линз.
На микроуровне в породах устанавливаются гетеробластовая, порфиробластовая, лепидогранобластовая структуры и полосчато-сланцеватая текстура. Основная ткань пород имеет гранобластовую структуру и представлена кварцем и плагиоклазом на 40–60 %. Иногда плагиоклаз образует крупные порфировые вкрапленники, сложенные нацело альбитом.
В составе гранатсодержащих двуслюдяных гнейсов (рис. 3) выделяются следующие минералы: кварц (30–50 %), плагиоклаз (20–40), биотит (10–20), мусковит (10–30), гранат (до 5 %). Кроме вышеперечисленных минералов в некоторых образцах могут присутствовать эпидот (клиноцоизит), хлорит, кальцит и калиевый полевой шпат. Среди акцессорных минералов встречаются монацит, циркон, алланит, титанит и турмалин. Рудные минералы представлены ильменитом, пиритом, халькопиритом и пирротином.
Биотиты, установленные в матриксе пород и расположенные на контакте с гранатом или заполняющие его трещины, по форме выделения и химическому составу различаются незначительно. В последних наблюдаются пониженные содержания TiO2 (табл. 2). Биотиты преимущественно железистые XFe=0.50–0.70 умеренноглиноземистые (AlVI=0.28–0.52). Железистость на контакте с гранатами ниже, чем в матриксе, что, вероятно, определяется обменными Fe-Mg реакциями между минералами. В целом составы минералов отвечают ряду аннит-флогопит (рис. 4, а) и тяготеют к анниту. В составе маньхобеинской свиты биотиты более магнезиальные (Mg=1.03–1.18), менее железистые (табл. 2).
Мусковит отмечается как в основной ткани, так и в сростках с биотитом. Химические составы представлены в табл. 3. В целом содержания Si в минерале колеблются от 3.04 до 3.35 ф.е., (Mg+Fetot) – 0.21–0.45 ф.е. при среднем значении 0.39, что, согласно классификации мусковитов, фенгитов и разновидностей селадонита Г. Тичендорфа с соавторами [15], соответствует промежуточному составу между мусковитом и фенгитом (рис. 4, б).
Плагиоклазы. В изученных породах плагиоклазы распространены как в виде порфировых вкрапленников, так и в матриксе породы, и представлены преимущественно альбитом и олигоклазом (рис. 4, в). Химические составы плагиоклазов приведены в табл. 4. В некоторых образцах зафиксированы зерна с увеличением An-компонента в краевых частях.
Хлорит развивается по биотиту, реже – гранату. В целом минеральный состав хлоритов однотипен и представлен преимущественно рипидолитом, реже – пикнохлоритом (рис. 4, г). Железистость колеблется в пределах от 39 до 78 %.
Гранат. На микроуровне гранаты устанавливаются как в виде гроздевидных агрегатов, сложенных субизометричными порфиробластами, так и в виде отдельных корродированных зерен. Часто по краям и трещинам развивается биотит, реже – хлорит. В пространстве между зернами развиваются мусковит и хлорит.
Порфиробласты граната имеют размеры от 0,1 до 2–3 мм.
Присутствуют гранаты гроссуляр-альмандиновые. В химическом плане они имеют неоднородное строение за счет увеличения Alm при скомпенсированном уменьшении Sps минала от центра к краю (состав центральных частей – Alm59-62 Sps5-12 Prp3-4 Grs26, краевых – Alm69-71 Sps1-2 Prp5-6 Grs23-24). Кроме того, наблюдаются незначительное понижение Grs минала и небольшое повышение Prp. Пример с данным типом зональности представлен на рис. 5, б и в табл. 5 (обр. 14/117). Гранаты с подобным типом отмечены в амфиболитах рассматриваемых подразделений [5, 7] и породах более молодых пуйвинской и хобеинской свит [7, 8]. Включения в центральных частях и каймах представлены кварцем, ильменитом и цирконом.
Установлены гранаты с обратным типом химической зональности (рис. 5, в). Их центральные части представлены пироп-альмандином, а краевые соответствуют гроссуляр-альмандину. Содержание Prp минала в центральных частях составляет 11 %. В краевых частях происходит уменьшение Prp при увеличении Grs. Значения Alm и Sps миналов остаются фиксированными (табл. 5, обр. 14/119).
Присутствуют гранаты со сложным типом химической зональности. В контрастных BSE-изображениях отчетливо выделяются кайма и пятнистое строение. Характер распределения зональности представлен на рис. 5, а, г и в табл. 5 (обр. 09/9-1, 09/17). На изображениях краевые части и темные области имеют более низкие содержания пиральспитовых миналов и более высокие значения Grs, по сравнению с более светлыми областями. В образце 09/17 в светлых областях значения Prp минала соответствуют содержанию Prp в ядрах вышеописанных регрессивно-зональных гранатов. В образце 09/9-1 в гранатах устанавливаются зоны, обогащенные Grs (50–51 %).
Повышенные содержания CaO могут быть связаны с относительно высоким давлением, при котором неустойчивы Ca-плагиоклазы.
Включения представлены кварцем, апатитом, цирконом, рудными минералами. Закономерности в распределении включений в зонах разного химического состава не установлены.
Минералы группы эпидота представлены преимущественно клиноцоизитом (Xczo=0.79–0.84).
Метаморфизм
Учитывая взаимоотношения между минералами и их химический состав, можно выделить несколько парагенезисов, предположительно отвечающих разным этапам метаморфического преобразования пород.
Первичные парагенезисы раннего метаморфизма в амфиболитах и гнейсах в значительной степени уничтожены более поздними процессами. В амфиболитах установлены реликты диопсида, высокотитанистой роговой обманки [6] и высокотитанистого биотита [7]. Согласно данным [7], в гнейсах отмечаются гранаты, в которых центральные части обогащены относительно краевых частей магнием (MgO=2.42–2.49 мас. %). Возможно, центральные части таких гранатов являются реликтовыми – продуктами более раннего этапа метаморфизма [7]. К первичным метаморфическим минералам в гнейсах няртинского комплекса и маньхобеинской свиты также можно отнести гранулитоморфный циркон (округлые мультифасеточные кристаллы), характерный для высокотемпературных и высокобарических метаморфитов [17]. Плохая сохранность минералов раннего этапа метаморфизма не представляет возможным использование минеральной термобарометрии ввиду отсутствия в реликтовых минералах равновесных с ними минеральных включений, пригодных для измерения PT-условий метаморфизма.
Наличие гранатов со сложной зональностью можно объяснить двумя гипотезами: первая подразумевает образование гранатов с прямой и сложной зональностью в рамках одного тектоно-метаморфического события при процессах нагревания-опускания до их поднятия-остывания с образованием гранатов на разных уровнях. Согласно второй гипотезы, образование данного типа зональности связано с процессами диафтореза. Учитывая, что в краевых частях гранатов происходит понижение пиральспитовых миналов, указанная зональность не может быть проявлена в рамках одного тектоно-метаморфического этапа, так как в случае образования данных гранатов на регрессивном процессе метаморфизма должно наблюдаться повышение Sps при относительно индифферентном поведении Grs [18]. Следовательно, образование данного типа зональности может быть связано с процессами диафтореза или метасоматоза.
В изученных нами образцах к ранним минералам с определенной долей вероятности можно отнести пироп-альмандиновые ядра регрессивно-зональных гранатов и гранаты со сложной зональностью.
Гроссуляр-альмандиновые гранаты связаны с отдельным этапом метаморфизма и присутствуют как в гранатсодержащих породах няртинского комплекса и маньхобеинской свиты, так и в породах пуйвинской и нижней части хобеинской свит [7, 8]. Парагенезис данного этапа в парагнейсах Grt+Bt+Ms+Pl+Qz±Ep.
Поздние преобразования в парагнейсах связаны с частичной или полной перестройкой пород, развитием будинажа и процессов бластомилонитизации. В породах наблюдается хлорит, развивающийся по биотиту и гранату. Минеральные ассоциации неравновесны, так как во всех описанных образцах устанавливаются реликты вышеописанных парагенезисов.
На основе состава породообразующих минералов методом классической термобарометрии определены пиковые температуры и давления формирования парагнейсов. Учитывая минеральный состав, а именно наличие Grt, Bt, Ms, Pl, Qz, использовались взаимосогласованные Grt-Bt геотермометр [19–21] и Grt-Bt-Ms-Pl(Qz) [22], Grt-Bt-Pl-Qz [23] геобарометры. Диапазоны составов минералов, используемых для геотермобарометрии, не выходят за пределы калибровки термометров и барометров.
Рассчитанные оценки РТ-условий метаморфизма пород по минеральным геотермобарометрам представлены в табл. 6.
Для образца няртинского комплекса свиты с использованием составов центральных частей прогрессивно-зональных гранатов и минералов, находящихся на контакте с ним, рассчитаны температуры и давления, соответствующие T=504–484 °С и P=7.3–6.7 кбар. Данные показатели характеризуют условия образования гранатов. Пиковые условия метаморфизма, рассчитанные с использованием состава краевой части граната и минералов основной ткани, составляют T=554–527 °C, P=8.9–8.5 кбар.
В образцах маньхобеинской свиты парагенезисы краевых частей граната с минералами матрикса характеризуются значением температуры T=555 °С и давлением P=7.9 кбар. Центральные части прогрессивно-зональных гранатов – температурой и давлением их образования T=468 °С, P=5.3 кбар.
Дополнительно для оценки достоверности полученных результатов были определены пиковая температура и давление методом мультиравновесной термобарометрии с использованием программ TWQ и TWQ_View, написанных Д. В. Доливо-Добровольским. Три независимых реакции, описывающие Grt-Bt термометр (реакция Alm+Phl=Ann+Prp) и Gr-Bt-Ms-Pl геобарометр (Alm+Grs+Ms=Ann+3Ann; Grs+Ms+Prp=3An+Phl), указывают на неплохую сходимость с данными классической термобарометрии (рис. 6). Полученные значения для образца няртинского комплекса (14/117) соответствуют T=606 °C и P=8.4 кбар, для образца маньхобеинской свиты (14/119) – T=581 °C, P=8.8 кбар.
Таким образом, исходя из вышеуказанных данных, полученные термометрические показатели PT-условий характеризуют прогрессивный тренд метаморфизма и, согласно фациальной схеме [24], соответствуют уровню эпидот-амфиболитовой фации относительно повышенных давлений.
Структурные особенности парагнейсов
Няртинский комплекс сложен интенсивно дислоцированными породами, в которых относительно поздние процессы деформации и метаморфической перекристаллизации в значительной степени уничтожали информацию о первичных структурах. Распознать их удается только в отдельных обнажениях.
Первичная сланцеватость погружается в основном на северо-запад под углами от 5 до 50º. В породах няртинского комплекса, как правило, встречаются развитые по гнейсам и амфиболитам изоклинальные или сжатые, лежачие, подобные, изредка ныряющие складки первой генерации. Их осевые поверхности погружаются на запад, северо-запад под небольшими углами. На сферических диаграммах (рис. 7, а, в) полюса плоскостных элементов контактов, полосчатости, сланцеватости и крыльев складок образуют рисунок по малому кругу, что может говорить об изменении их ориентировок при поздних деформациях. Шарниры складок на диаграммах (рис. 7, б, г) частично рассеиваются по дуге большого круга, близкого к ориентировкам проекций поверхностей поздних складок. Вторая генерация представлена асимметричными подобными складками с крутопадающими шарнирами и часто деформирует крылья и осевые поверхности складок первой генерации. Третья генерация представлена открытыми складками, которые образовались по крыльям складок первой генерации, их осевые поверхности падают на восток под крутыми углами, шарниры полого погружаются на юг и север.
Ранние структуры в породах маньхобеинской свиты встречаются реже, чем в няртинском комплексе, а в верхних частях свиты, особенно в кристаллических сланцах, практически не обнаруживаются. Такая редкая встречаемость связана, скорее всего, с широко развитыми здесь поздними процессами диафтореза, рассланцевания и бластомилонитизации в частях свиты, приближенных к контактам с вышележащими свитами. Первичная сланцеватость по простиранию имеет северо-восточные ориентировки, реже – восточные и юго-восточные с падением под пологими углами на северо-запад. К ранним складкам в породах маньхобеинской свиты относятся сжатые и изоклинальные, морфологически сходные с ранними складками в породах няртинского комплекса. В породах маньхобеинской свиты также развиты асимметричные подобные складки второй генерации. Они развиты в основном по контактам прослоев кварцитов и кристаллических сланцев и наиболее часто встречаются в верхах свиты. Полюса крыльев данной генерации на стереографических диаграммах накладываются на дугу большого круга (рис. 7, д). Шарниры погружаются главным образом на северо-запад под углами 10-40º (рис. 7, е). Так же как и в породах няртинского комплекса, в породах маньхобеинской свиты отмечаются прямые открытые и пологие складки третьей генерации, развитые на крыльях ранних складок, шарниры которых погружаются на север под малыми углами.
Результаты и их обсуждение
Анализ минеральных и структурных особенностей парагнейсов няртинского комплекса и маньхобеинской свиты в совокупности с данными классической и мультиравновесной минеральной термобарометрии устойчивых парагенезисов позволяет судить о длительном и многоэтапном процессе преобразования пород. По полученным в работе данным установлены два самостоятельных тектоно-метаморфических этапа. Учитывая данные [5–7], а именно наличие реликтовых минералов в гнейсах и амфиболитах (гранатов, в которых центральные части зерен обогащены магнием, высокотитанистой роговой обманки, биотита, а также гранулитоморфного циркона) и распространение в изученных обнажениях ранних изоклинальных складок первой генерации в парагенезисе со сланцеватостью первой генерации,, отсутствующие в вышележащих, верхнерифейских отложениях, можно предположить ранний тектоно-метаморфический этап. Условия указанного этапа метаморфизма могли достигать амфиболитовой [6] или даже гранулитовой [7, 18] фаций. В последние годы получен U-Pb возраст гранулитоморфных цирконов из гранат-биотитового гнейса, отобранного в истоках р. Кожим, по 44 локальным определениям, равным 2127±31 млн лет [3]. Полученный возраст интерпретируется как время проявления раннего этапа метаморфизма, а возраст 1950±35 млн лет, определенный по цирконам мигматитового типа [17], отражает проявления метаморфизма амфиболитовой фации и процессов мигматизации. Согласно модели метаморфизма доуралид Приполярного Урала [25], вышеуказанные геохронологические возрасты относятся к эволюции Восточно-Европейской платформы, что совпадает со временем сочленения Волго-Уралии с Сарматией и Волго-Сарматии с Фенноскандией [25].
Второй тектоно-метаморфический этап привел к частичной или полной перекристаллизации парагнейсов няртинского комплекса и маньхобеинской свиты и первичному метаморфизму рифейско-вендских метаморфитов. В минеральных парагенезисах с гранатом намечается прогрессивный тренд метаморфизма с пиковыми условиями T=606-527 °С и Р=8.8–7.9 кбар. Полученные температуры и давления соответствуют уровню эпидот-амфиболитовой фации регионального метаморфизма B3 [24]. Данный этап связан с развитием орогена протоуралид-тиманид и становлением метаморфической зональности в условиях эпидот-амфиболитовой и зеленосланцевой фаций в вендское время – 640–550 млн лет [18]. Совместно с процессами метаморфизма образуются складки второй генерации в парагенезисе с кливажем-сланцеватостью. Данные структуры проявлены во всех докембрийских образованиях рассматриваемого района.
Следующий этап метаморфизма пород (низкотемпературный диафторез) проявляется во всех докембрийских и нижнепалеозойских породах. В парагнейсах, уже претерпевших два этапа метаморфизма, данный этап приводит к развитию будинажа и процессов бластомилонитизации, а также частичной грануляции. Преобладают открытые и пологие складки третьей генерации, деформирующие крылья складок первой генерации с шарнирами, погружающимися на север под небольшими углами. В минеральном плане отмечается развитие хлорита по гранату и биотиту. Рассчитанные температуры кристаллизации хлоритов по геотермометру Занга и Файфа [26] в парагнейсах няртинского комплекса и маньхобеинской свиты равны 285–232 °C (n=12), что соответствует фации зеленых сланцев (B4). Возраст данного этапа оценивается в 260–240 млн лет [27].
Заключение
Полученные петрографические и минералогические данные в совокупности с результатами структурных исследований дают основание считать, что породы няртинского комплекса и маньхобеинской свиты испытали как минимум двукратную структурно-метаморфическую переработку. Согласно установленным структурным особенностям, а также материалам [2-7, 18], можно выделить еще один, более ранний (первый) тектоно-метаморфический этап, проявленный в наличии складок и сланцеватости первой генерации и реликтовых минералов. Следующий этап метаморфизма характеризуется прогрессивным PT-трендом. Уточнены пиковые параметры метаморфизма, которые соответствуют уровню эпидот-амфиболитовой фации повышенных давлений (T=606-527 °C, P=7.9-8.9 кбар). Процессы данного этапа метаморфизма коррелируются с развивающимися по складкам первой генерации асимметричными подобными складками второй генерации в парагенезисе с кливажем-сланцеватостью. Процессы низкотемпературного диафтореза проходили в условиях фации зеленых сланцев (B4). Они проявились в парагнейсах няртинского комплекса и маньхобеинской свиты в замещении хлоритом граната и биотита, развитии вторичных структурных преобразований (образование прямых открытых и пологих складок третьей генерации в парагенезисе с поздней сланцеватостью, бластомилонитизация, будинаж, грануляция). Это подтверждает представление о том, что основание докембрийского разреза Приполярного Урала сложено полиметаморфическими образованиями [2, 3].
Новые данные об PT-условиях второго и третьего этапов метаморфизма пород, а также связи процессов метаморфизма и деформации являются дополнительным аргументом, указывающим на ошибочность выделения маньхобеинской свиты в качестве самостоятельного стратиграфического подразделения, и подтверждением точки зрения о том, что в качестве названной свиты выделены низкотемпературные диафториты по метаморфическим образованиям няртинского комплекса.
Авторы заявляют об отсутствии конфликта интересов.
1. Пыстин, А. М. U-Pb (LA-SF-ICP-MS) возраст и вероятные источники сноса детритовых цирконов из терригенных отложений верхнего докембрия Приполярного Урала / А. М. Пыстин, О. В. Гракова, Ю. И. Пыстина, Е. В. Кушманова, К. С. Попвасев [и др.] // Литосфера. – 2022. – № 6. – С. 741-760. – DOI: https://doi.org/10.24930/1681-9004-2022-22-6-741-76.
2. Пыстин, А. М. Базальные отложения верхнего докембрия в Тимано-Североуральском регионе // А. М. Пыстин, Ю. И. Пыстина // Литосфера. – 2014. – № 3. – С. 41–50.
3. Пыстин, А. М. Докембрий Приполярного Урала: хроностратиграфический аспект / А. М. Пыстин, Ю. И. Пыстина // Труды Карельского научного центра РАН. – 2019. – № 2. – С. 34–52. - DOI: http://dx.doi.org/10.17076/geo904.
4. Потапов, И. Л. Структурная эволюция докембрийских пород северной части Приполярного Урала / И. Л. Потапов, К. С. Попвасев // Вестник Института геологии Коми НЦ УрО РАН. – 2017. – № 10. – С. 9–20.
5. Попвасев, К. С. Минералогия и PT-условия образования амфиболитов няртинского метаморфического комплекса и маньхобеинской свиты Приполярного Урала / К. С. Попвасев // Вестник Пермского университета. Геология. – 2022. – Т. 21, № 3. – С. 216–228. – DOI: https://doi.org/10.17072/psu.geol.21.3.216.
6. Тимонина, Р. Г. Петрология метаморфических пород Приполярного Урала / Р. Г. Тимонина. – Ленинград : Наука, 1980. – 100 с.
7. Пыстин, А. М. Полиметаморфические комплексы западного склона Урала / А. М. Пыстин. – Санкт-Петербург : Наука, 1994. – 208 с.
8. Государственная геологическая карта Российской Федерации. Масштаб 1 : 200 000. Серия Северо-Уральская. Лист Q-41-XXV. Объяснительная записка. – Москва : МФ ВСЕГЕИ, 2013. – 252 с.
9. Berman, R. G. Thermobarometry using multiequilibrium calculations: a new technique with petrologic applications / R. G. Berman, L. Ya. Aranovich // Canadian Mineralogist. – 1991. – Vol. 29. –P. 833–855.
10. Berman, R. G. Optimized standard state and solution properties of minerals. I. Model calibration for olivine, orthopyroxene, cordierite, garnet, and ilmenite in the system FeO–MgO–CaO–Al2O3–TiO2–SiO2 / R. G. Berman // Contributions to Mineralogy and Petrology. –1996. –Vol. 126. –№ 1–2. – P. 1–24. - DOI: https://doi.org/10.1007/s004100050232.
11. Aranovich, L. Ya. Optimized standard state and solution properties of minerals. II. Comparisons, predictions, and applications / L. Ya. Aranovich, R. G. Berman // Contributions to Mineralogy and Petrology. –1996. –Vol. 126. – № 1–2. – P. 25–37. - DOI: https://doi.org/10.1007/s004100050233.
12. Юдович, Я. Э. Очерки литохимии Тимано-Уральского региона / Я. Э. Юдович, М. П. Кетрис, В. В. Терешко, Н. В. Рыбина. – Сыктывкар : ИГ Коми НЦ УрО РАН, 2016. – 236 с.
13. Маркова, П. А. Няртинский метаморфический комплекс Приполярного Урала: первичная природа метаморфических пород и палеогеографические условия формирования протолитов / П. А. Маркова // Вестник Института геологии Коми НЦ УрО РАН. – 2016. – № 7. – С. 19-32.
14. Предовский, А. А. Реконструкция условий седиментогенеза и вулканизма раннего докембрия / А. А. Предовский. – Ленинград : Наука, 1980. – 152 с.
15. Tischendorf, G. A new graphical presentation and subdivision of potassium micas. / G. Tischendorf, M. Rieder, H. Förster, B. Gottesmann, C. Guidotti // Mineralogical Magazine. – 2004. – Vol. 68(4). – P. 649-667. - DOI: https://doi.org/10.1180/0026461046840210.
16. Hey, M. H. A new review of the chlorites / M. H. Hey // Mineralogical Magazine. – 1954. – Vol. 30. – P. 277–292.
17. Пыстина, Ю. И. Цирконовая летопись Уральского докембрия / Ю. И. Пыстина, А. М. Пыстин. – Екатеринбург : УрО РАН, 2002. – 168 с.
18. Пыстин, А. М. Метаморфизм и гранитообразование в протерозойско-раннепалеозойской истории формирования Приполярноуральского сегмента земной коры / А. М. Пыстин, Ю. И. Пыстина // Литосфера. – 2008. – № 6. – С. 25–38.
19. Kleemann, U. Garnet-biotite thermometry revisited; the effect of Al[VI] and Ti in biotite / U. Kleemann, J. Reinhardt // European Journal of Mineralogy. – 1994. – Vol. 6 (6). –P. 925–941.
20. Holdaway, M. J. Application of new experimental and garnet Margules data to the garnet-biotite geothermometer / M. J. Holdaway. – 2000. – American Mineralogist. – Vol.85. – P. 881-892.
21. Kaneko, Y. Recalibration of mutually consistent garnet-biotite and garnet-cordierite geothermometers / Y. Kaneko, , T. Miyano // Lithos. – 2004. – Vol. 73(3-4). P. 255–269. - DOI: https://doi.org/10.1016/j.lithos.2003.12.009,https://doi.org/10.1016/j.lithos.2005.09.003.
22. Hoisch, T. D. Empirical calibration of six geobarometers for the mineral assemblage quartz + muscovite + biotite + plagioclase + garnet / T. D. Hoisch // Contributions to Mineralogy and Petrology. – Vol. 104. – P. 225–234. - DOI: https://doi.org/10.1007/BF00306445.
23. Wu, C. M. Revised empirical garnet-biotite-muscovite-plagioclase geobarometer in metapelites / C. M. Wu // Journal of Metamorphic Geology. – 2015. – Vol. 33(2). – P. 167-176. - DOI: https://doi.org/10.1111/jmg.12115.
24. Добрецов, Н. Л. Фации метаморфизма / Н. Л. Добрецов, В. В. Ревердатто, В. С. Соболев, Н. В. Соболев, В. В. Хлестов. – Москва : Наука, 1970. – Т. 1. – 432 с.
25. Андреичев, В. Л. Эволюция фундамента Печорской плиты по изотопно-геохронологическим данным: автореф. дис. … д-ра геол.-минерал. наук / В. Л. Андреичев. – Екатеринбург, 2010. – 47 с.
26. Zang, W. Chloritization of the hydrothermally altered bedrock at the Igarapé Bahia gold deposit Carajás, Brazil / W. Zang, W. S. Fyfe // Mineralium Deposita. – 1995. – Vol. 30. - P. 30–38 (1995). - DOI: https://doi.org/10.1007/BF00208874.
27. Андреичев, В. Л. Изотопная геохронология доуралид Приполярного Урала / В. Л. Андреичев. – Сыктывкар, 1999. – 48 с.
