Tectonothermal model and magmatism evolution of the postcollisional (pre-plume) development stage of the Kara orogen (Northern Taimyr, Central Arctic)

封面

如何引用文章

全文:

详细

We consider a tectonothermal model and the evolution of magmatism during the late Paleozoic postcollisional (pre-plume) development stage of the Kara orogen in northern Taimyr, Central Arctic. The model is based on new and published structural, petrologic, geochemical and geochronological data, as well as thermophysical parameters obtained for the Kara orogen that includes great amounts of syncollisional and postcollisional granites formed due to the collision of the Kara microcontinent and the Siberian craton. Based on geological, geochemical and U–Th–Pb isotope data, the granites have been differentiated into syncollisional and postcollisional intrusions formed 315–282 Ma and 264–248 Ma respectively. Our previously published tectonothermal model [1] concerned the syncollisional formation stage of the Kara orogen at 315–282 Ma, during which the emplacement of anatectic granites took place. In this new study, we focus on the evolution of postcollisional magmatism in the orogen at the Permian–Triassic boundary. The existence of multiple bodies of allochthonous granitoids aged 265–248 Ma in the Kara orogen that predate the extensive eruption of the Siberian traps (~250 Ma) motivates us to reconstruct the thermal state and melting mechanisms of the crust on the “pre-plume” stage. To solve this problem, numerical modeling of the thermal, tectonic and magmatic evolution of the Kara orogen’s crust is used alongside geochemical and isotope data reflecting the magmatic sources of the granitoids.

全文:

Таймыро-Североземельская складчато-покровная область представляет собой одну из ключевых структур Арктики в северо-западном обрамлении Сибирского кратона. В ее формировании четко выделяются три главных этапа: 1) аккреция мезо-неопротерозойского Центрально-Таймырского пояса к Сибирскому кратону в эдиакарское время; 2) коллизия Карского микроконтинента с Сибирским палеоконтинентом в карбоне–раннем триасе – собственно формирование Карского орогена; 3) излияние траппов и внедрение интрузивов (долеритов, габброидов, монцонитов и сиенитов), связанных с Сибирским плюмом в триасе (обзор литературы в [1]).

Коллизия и формирование Карского орогена привели к образованию значительных объемов метаморфических пород, измененных в условиях регионального метаморфизма от зелено- сланцевой до амфиболитовой фации умеренных давлений и гранитов разных геохимических типов в интервале от 315 до 248 млн лет назад (обзор литературы в [2]). Позднекаменноугольные и раннепермские (автохтонные) интрузии были отнесены к синколлизионным, а позднепермские (аллохтонные) к постколлизионным гранитам.

Ранее тектонотермальная модель была разработана авторами только для синколлизионного этапа формирования Карского орогена, в течение которого произошло образование анатектических гранитов с возрастом 315–282 млн лет [1]. В настоящей статье главное внимание уделено эволюции постколлизионного магматизма в орогене на рубеже перми и триаса. Наличие многочисленных тел аллохтонных гранитоидов в Карском орогене с возрастом 265–248 млн лет, предшествующем событию массового излияния Сибирских траппов (~250 млн лет), ставит задачу реконструкции термального состояния и механизмов плавления коры на “предплюмовом” этапе.

Постколлизионные граниты (264– 248 млн лет) формируют небольшие штоки, интрудирующие метаморфические породы Центрального- Таймырского аккреционного пояса, неметаморфизованные палеозойские отложения чехла Сибирского палеоконтинента, а также синколлизионные граниты карбон-пермского возраста (рис. 1). Они представлены биотит-амфиболовыми гранодиоритами, субщелочными гранитами, гранит-порфирами, кварцевыми сиенитами и монцонитами от слабо пералюминиевых до слабо металюминиевых разностей щелочно-известковой и щелочной магматических серий. Эти породы обогащены крупноионными литофильными элементами, такими как К, Ва и Sr [2].

Примечательно, что одновременно с завершением постколлизионного гранитоидного магматизма в пределах Карского орогена 252– 248 млн лет назад проявилась главная фаза траппового магматизма Сибирского плюма – 251–249 млн лет назад [3]. Главной фазе Сибирского плюма соответствует возраст долеритов и базальтов Тунгусской синеклизы и дифференцированных интрузивов трапповой формации на Таймыре [4, 5]. Они так же, как и самостоятельные интрузивы сиенитов и монцонитов, прорывающие трапповые базальты и коллизионные граниты, образовались в хорошо прогретой коллизионными процессами литосфере Карского орогена в раннем и среднем триасе [6]. Монцониты, кварцевые монцониты и сиениты, формирование которых связано с Сибирским плюмом, характеризуются смешанным корово-мантийным источником, являются металюминиевыми породами щелочно-известковой и щелочной серий, c более высокими концентрациями крупноионных литофильных и высокозарядных элементов, таких как Ba, K, Sr, La, Ce, Nd, P, Sm, Tb и Yb по сравнению с таковыми для постколлизионных пород.

Анализ картографических материалов показывает, что мафитовые интрузии и покровы основной фазы Сибирской крупной магматической провинции сконцентрированы южнее Пясино-Фаддеевского шва и деформированы в соответствии с механизмом продольного сжатия с СЗ на ЮВ (рис. 2 в [2]). Поздние проявления этого плюмового события представлены дайками мафитового и фельзитового состава, локализованными севернее Пясино-Фаддеевского шва и малыми сиенитовыми штоками, приуроченными к самим шовным зонам. Такая закономерность указывает на то, что проградация деформаций Карского орогена продолжалась на юго-восток вплоть до среднего триаса включительно. При этом в тыловой части орогена развивалась обстановка растяжения, обусловленная в том числе вращением и сдвиговой компонентой деформаций.

Наряду с использованием геохимических и изотопных данных, отражающих магматические источники гранитоидов, для решения поставленной задачи эффективным подходом является численное моделирование термо-тектономагматической эволюции коры Карского орогена.

Моделирование проводилось для пермско-триасового постколлизионного этапа длительностью около 20 млн лет (265–248 млн лет). Известно, что предшествующая стадия коллизии привела к утолщению коры за счет надвигания и тектонического скучивания окраин Карского микроконтинента и Сибирского кратона [1]. Толщина современной литосферы в области сочленения Карского микроконтинента, Центрально-Таймырского блока и Сибирского кратона определена сейсмологическими методами [7]. По этим данным отчетливо различаются литосферные блоки Карского микроконтинента толщиной до 190–200 км и северной части Сибирского кратона толщиной до 200–210 км. Промежуточная область между ними в районе Южного Таймыра и наложенного рифтогенного Енисей-Хатангского прогиба характеризуется явным утонением литосферы до 160–180 км.

Рассматривается область земной коры и литосферы в зоне сочленения Карского микроконтинента и Сибирского кратона (рис. 1). Размер области в поперечном к границе плит направлении задан 700 км, переменной глубины 160– 200 км. По результатам сейсмических исследований установлено, что современная земная кора в пределах Карского микроконтинента утолщается от 35–40 на шельфе до 40–45 км на северной окраине Таймыра, составляет 45–50 км под Центрально-Таймырским аккреционным блоком и вновь утоняется до 40–45 км под северной окраиной Сибирского кратона [8]. Существенное утонение коры под Енисей-Хатангским прогибом до 35–36 км не учитывается в модели, т. к. он является наложенной структурой на передовой прогиб Карского орогена, и его формирование происходило позднее моделируемых коллизионных событий [9].

 

Рис. 1. Геологические и физические вводные параметры модели: упрощенное геологическое строение Карского орогена с положением и возрастом массивов гранитоидов (а); 2‑мерная схема строения области моделирования вдоль желтой линии на (а), геометрия блоков (размеры – вне масштаба) и температурные граничные условия (б), температурное поле на момент окончания коллизии, принятое за начальное для рассматриваемой задачи (в). Q(мант) – мантийный тепловой поток, q – тепловыделение за счет радиоактивных источников в коре. Красные линии – границы блоков в модели.

 

Приведенные выше данные о строении современной земной коры и литосферы используются как обоснование разделения на блоки, принадлежащие различным тектоническим структурам во время Карской орогении. Кора на начальный момент постколлизионного этапа (270–265 млн лет) задавалась утолщенной до 50 км для Карского микроконтинента, 55 км для Центрально-Таймырского блока и около 40 км для Сибирского кратона [1]. Такая геометрия следует из геологических и геофизических данных о строении региональных швов и предполагает надвигание окраинно-континентальных комплексов Карского микроконтинента на Центрально-Таймырский блок и на окраину Сибирского кратона (обзор литературы в [9]). Надвигание терригенно-карбонатных и вулканогенных отложений Карского микроконтинента и Центрально-Таймырского пояса на окраинные структуры Сибирского кратона в модели рассматривается без учета последующей эрозии.

Современный мантийный тепловой поток под Сибирской платформой составляет 12 мВт/ м2 в соответствии с данными [10], что ниже среднего мантийного потока в стабильных континентальных областях (25 мВт/м2). Можно предполагать существование восходящих мантийных течений под окраину кратона и под утоненную литосферу согласно моделям [11]. Вследствие этого в области сочленения Карской и Сибирской плит мантийный поток принят повышенным. По представлениям F. Bea [12] субкоровый поток, вызывающий плавление в нижней части утолщенной коры, может достигать 40 мВт/м2 или выше. В нашей модели под корой Центрально-Таймырского блока принят мантийный тепловой поток 30 мВт/м2 с учетом данных о резком скачке поверхностного теплового потока до 80 мВт/м2 в поздней перми на окраине Сибирской платформы по данным [13]. Повышенный тепловой поток начинал действовать с момента 275 млн лет назад и линейно набирал свою мощность за 10 млн лет, так что в момент 265 млн лет назад он был равен 30 мВт/м2.

МЕТОД И ПАРАМЕТРЫ МОДЕЛИРОВАНИЯ

Решение задачи проводилось с помощью программного комплекса ANSYS Fluent, основные уравнения и описание численного метода изложены в [14, 15]. На рис. 1 приведена геометрия модели, использованная в данной работе, с граничными температурными условиями. Физические свойства для земной коры Карского, Центрально-Таймырского и Сибирского блоков задавались одинаковыми: плотность от 2300 до 2800 кг/м3 для ликвидуса и солидуса соответственно, температура солидуса 750 °C, ликвидуса 950 °C, теплоемкость 1250 Дж/К, теплопроводность 2.5 Вт/(м К), скрытая теплота плавления 380 кДж/кг. Реологические свойства вещества земной коры с параметрами влажного гранита определяются законом ползучести (крипа) в виде нелинейной зависимости эффективной вязкости от температуры и скорости деформации согласно [16]. Для мантии задавалась плотность 3000 кг/ м3, теплоемкость 1250 Дж/К, теплопроводность 3.5 Вт/(м К) и постоянная вязкость 1021 Па ∙ с. Под Центрально-Таймырским блоком задан повышенный тепловой поток 30 мВт/м2 в связи с подъемом астеносферы до уровня 160 км под распадающимся орогеном и ввиду теплового воздействия предполагаемого плюма. Граничные температурные условия соответствуют фиксированной температуре 1350 °C в основании лито- сферы, 20 °C на поверхности и теплоизолированным боковым границам. В земной коре учитываются радиационные источники тепла q3 = 1.92, q2 = 2.10 и q1 = 0.35 мкВт/м3 в коре Карского микроконтинента, Центрально-Таймырского блока и Сибирского кратона, соответственно, мощность которых экспоненциально снижается с глубиной [12].

Выбор температурных оценок условий формирования исследуемых гранитов А-типа опирается на цирконовую термометрию по классификации [17], согласно которой они относятся к высокотемпературному типу (TZr > 800 °C). Используемые в модели параметры плавления соответствуют условиям образования субщелочных, щелочно-известковых гранитов А-типа, образование которых происходило в постколлизионной обстановке. Формированию таких высокотемпературных гранитов способствовали, как привнос дополнительного тепла, имеющего мантийную природу, так и вклад в их магматический источник мантийного компонента. Расчеты доказывают возможность вклада мантийного компонента и одновременно согласуются с имеющимися представлениями о преимущественно континентальном коровом источнике этих пород, как было показано ранее [2].

Результаты моделирования приведены в виде эволюционных картин, которые показывают распределение температуры, доли расплава в магме (степени плавления коры), плотности (зависящей от степени плавления), объемное содержание в магме мантийного вещества (рис. 2, 3). Для визуализации движения магмы в коре удобно использовать распределение доли расплава (в относительных единицах от 0 до 0.25 (полный расплав не достигается в расчетах).

За начальный момент (модельное время t = 0) в расчетах принят возраст 265 млн лет, т. е. момент завершения коллизионной стадии и предшествующий появлению постколлизионных гранитов. Во всех моделях плавление наступает в наиболее погруженном и нагретом слое коры. Практически одновременно с началом действия повышенного теплового потока расплавы, сформированные в низах коры в процессе утолщения на коллизионном этапе (315– 265 млн лет назад), становятся мобильными за счет повторного плавления. Процесс подъема магматического материала начинается при достижении доли расплава примерно 6–7%. Эти значения степени плавления гранитного вещества соответствуют реологическому порогу (объемная доля расплава 6–8% согласно [18]), при превышении которого резко снижается прочность частично расплавленного материала и расплав способен к сегрегации.

Как следует из моделирования, образуется несколько самостоятельных диапироподобных тел всплывающей магмы. Средняя степень плавления в земной коре 25% при максимальных значениях 30–40%. Магматические массивы формируются в средней части коры Центрально-Таймырского блока, что по большей части соответствует их действительному геологическому положению. Вертикальный подъем магм от подошвы коры до глубины остановки и кристаллизации составляет 30– 35 км (рис. 2). Вертикальная скорость всплывания достигает величин 10–9 м/c = 3 см/год в момент начала подъема вещества и замедляется по мере подъема магмы.

 

Рис. 2. Результаты расчета на момент времени действия повышенного теплового потока через 1.2 млн лет (возраст ~264 млн лет), показывающие распределение температуры, плотности вещества (2600 соответствует 25% расплава, 2800 – плотность твердой коры), доли расплава в магме, доли мантийной компоненты.

 

Далее при подъеме магма охлаждается и частично кристаллизуется, а в основании коры плавление продолжается в силу непрерывного действия повышенного мантийного потока и формируются новые порции расплава. Последующие магматические интрузии контролируются положением Главного Таймырского шва. Магма поднимается вдоль плоскости разлома в лежачем блоке, образуя наклонный канал от основания коры до уровня глубины около 15 км (рис. 3). Степень плавления, т. е. доля расплава в магме значительно снижается и составляет 10– 20%. Ранее сформированные очаги магмогенерации на удалении от шва остывают и в дальнейшем не появляются.

 

Рис. 3. Результаты расчета на момент времени действия повышенного теплового потока через 11 млн лет (возраст ~252 млн лет), показывающие распределение температуры, плотности вещества, доли расплава в магме, доли мантийной компоненты (с измененной шкалой).

 

Модели показывают, что в процессе корового плавления на границе раздела кора–мантия осуществляется ограниченный обмен веществом. Ввиду механического и/или химического миксинга мантийные порции смешиваются с коровыми расплавами и захватываются подъемными потоками. Наблюдаемый в моделях эффект миксинга согласуется с представлениями о границе “кора–мантия”, как о некоторой проницаемой для вещества переходной зоне сложного состава [19]. Объемная доля мантийной компоненты, захваченная нижнекоровыми расплавами, составляет в среднем 2–3 об. %, а максимальное содержание не превышает 5 об. % (рис. 3).

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Мы полагаем, что Сибирский суперплюм на начальной стадии воздействовал на литосферу как термальный, с избыточной температурой около 250 °C относительно окружающей мантии, а его апикальная часть находилась в области сочленения края Сибирской и Карской плит согласно [11]. Такой температурный градиент вызвал повышенный тепловой поток над плюмом, разогревший и размягчивший зону контакта плит. Под действием теплового потока в “предплюмовый” период развития Карского орогена температура в основании земной коры увеличивается примерно на 100 °C, что вызывает повторное плавление в глубинных участках коры и формирование постколлизионных высокотемпературных гранитоидных расплавов.

В результате плавления формируются интрузии в форме мелких диапиров, которые достигают уровня 15 км и глубже (4 кбар, т. е. уровня эпидот-амфиболитовой/амфиболитовой фации) и имеют ширину от нескольких км до 20 км. Постколлизионное магматическое событие отражает процесс развала орогена, поэтому размещение субщелочных гранитоидных интрузий контролируется положением основных проницаемых структур – разломов, надвигов и швов, в частности Главного Таймырского (граница Карского микроконтинента), что подтверждается проведенным моделированием. Наличие мантийных геохимических меток в составе субщелочных, известково-щелочных гранитоидов, по-видимому, объясняется контаминацией последних мантийным материалом на границе раздела частично подплавленной коры и верхних горизонтов мантии при содержании около 2–3 об. % и конвективным переносом на среднекоровые уровни.

Однако в представленном варианте расчеты не позволяют смоделировать подъем постколлизионных интрузий до верхнекоровых глубин, хотя некоторые из крупнейших массивов (напр. Лодочниковский в южной части полуострова Челюскин) прорывают неметаморфизованные кембрийско-силурийские толщи [9, 2]. Предположительно подъем магм до уровня неметаморфизованных осадков верхних частей коры происходил после развала орогена и был обусловлен появлением высокотемпературных магматических источников уже на плюмовом этапе. Модель сложной эволюции магматической камеры в результате смены различных источников тепла была предложена для формирования одного из лейкогранитных массивов Енисейского кряжа при тектонической трансформации от постколлизионной обстановки к активной окраине – его становление происходило в интервале 17 млн лет [20]. Так, для Лодочниковского массива на Таймыре, прорывающего кембрий-силурийские толщи, также существуют оценки U‒Pb-возраста по цирконам (257, 256 и 248 млн лет) [2], которые вполне могут отражать его многоэтапное внедрение.

ИСТОЧНИК ФИНАНСИРОВАНИЯ

Работа выполнена при поддержке РНФ (проекты 19-17-00091-П; 22-27-00178).

×

作者简介

V. Vernikovsky

Trofimuk Institute of Petroleum Geology and Geophysics, Siberian Branch of the Russian Academy of Sciences; Novosibirsk State University

Email: MatushkinNY@ipgg.sbras.ru

Academician of the RAS

俄罗斯联邦, Novosibirsk; Novosibirsk

A. Semenov

V.S. Sobolev Institute of Geology and Mineralogy, Siberian Branch of the Russian Academy of Sciences

Email: MatushkinNY@ipgg.sbras.ru
俄罗斯联邦, Novosibirsk

O. Polyansky

V.S. Sobolev Institute of Geology and Mineralogy, Siberian Branch of the Russian Academy of Sciences

Email: MatushkinNY@ipgg.sbras.ru
俄罗斯联邦, Novosibirsk

A. Babichev

V.S. Sobolev Institute of Geology and Mineralogy, Siberian Branch of the Russian Academy of Sciences

Email: MatushkinNY@ipgg.sbras.ru
俄罗斯联邦, Novosibirsk

A. Vernikovskaya

Trofimuk Institute of Petroleum Geology and Geophysics, Siberian Branch of the Russian Academy of Sciences; Novosibirsk State University

Email: MatushkinNY@ipgg.sbras.ru
俄罗斯联邦, Novosibirsk; Novosibirsk

N. Matushkin

Trofimuk Institute of Petroleum Geology and Geophysics, Siberian Branch of the Russian Academy of Sciences; Novosibirsk State University

编辑信件的主要联系方式.
Email: MatushkinNY@ipgg.sbras.ru
俄罗斯联邦, Novosibirsk; Novosibirsk

参考

  1. Верниковский В. А., Полянский О. П., Бабичев А. В., Верниковская А. Е., Проскурнин В. Ф., Матушкин Н. Ю. Тектонотермальная модель для позднепалеозойского синколлизионного этапа формирования Карского орогена (Северный Таймыр, Центральная Арктика) // Геология и геофизика. 2022. Т. 63. № 4. С. 440–457.
  2. Vernikovsky V. A., Vernikovskaya A., Proskurnin V., Matushkin N., Proskurnina M., Kadilnikov P., Larionov A., Travin A. Late Paleozoic – Early Mesozoic Granite Magmatism on the Arctic Margin of the Siberian Craton during the Kara-Siberia Oblique Collision and Plume Events // Minerals. 2020. V. 10(6). 571. http://dx.doi.org/10.3390/min10060571
  3. Renne P. R., Basu A. R. Rapid eruption of the Siberian Traps flood basalts at the Permo–Triassic Boundary // Science. 1991. V. 253(5016). P. 176–179. https://doi.org/10.1126/science.253.5016.176
  4. Баданина И. Ю., Малич К. Н., Романов А. П. Изотопно-геохимические характеристики рудоносных ультрамафит-мафитовых интрузивов западного Таймыра (Россия) // ДАН. 2014. Т. 458. № 3. С. 327–329.
  5. Augland L. E., Ryabov V. V., Vernikovsky V. A., Planke S., Polozov A. G., Callegaro S., Jerram D. A., Svensen H. H. The main pulse of the Siberian Traps expanded in size and composition // Sci. Rep. 2019. V. 9. 18723. https://doi.org/10.1038/s41598-019-54023-2
  6. Vernikovsky V. A., Pease V. L., Vernikovskaya A. E., Romanov A. P., Gee D. G., Travin A. V. First report of early Triassic A-type granite and syenite intrusions from Taimyr: product of the northern Eurasian superplume? // Lithos. 2003. V. 66(1–2). P. 23–36. https://doi.org/10.1016/S0024-4937(02)00192-5
  7. Priestley K., McKenzie D. The relationship between shear wave velocity, temperature, attenuation and viscosity in the shallow part of the mantle // Earth and Planet. Sci. Lett. 2013. V. 381. P. 78–91. https://doi.org/10.1016/j.epsl.2013.08.022
  8. Кашубин С. Н., Петров О. В., Шокальский С. П., Мильштейн Е. Д., Андросов Е. А., Винокуров И. Ю., Тарасова О. А. Глубинное строение земной коры северо-восточной Евразии и ее континентальных окраин // Геодинамика и тектонофизика. 2021. Т. 12(2). С. 199–224. https://doi.org/10.5800/GT-2021-12-2-0521
  9. Верниковский В. А. Геодинамическая эволюция Таймырской складчатой области / Труды ОИГГМ; Вып. 831. Новосибирск: Изд. СО РАН НИЦ ОИГГМ, 1996. 202 с.
  10. Дучков А. Д., Лысак С. В., Балобаев В. Т. и др. Тепловое поле недр Сибири. Ред. Э. Э. Фотиади. Труды ИГиГ СО АН СССР; Вып. 681. Новосибирск: Наука, 1987. 196 с.
  11. Sobolev S. V., Sobolev A. V., Kuzmin D. V., Krivolutskaya N. A., Petrunin A. G., Arndt N. T., Radko V. A., Vasiliev Y. R. Linking mantle plumes, large igneous provinces and environmental catastrophes // Nature. 2011. V. 477. P. 312–316. https://doi.org/10.1038/nature10385
  12. Bea F. The sources of energy for crustal melting and the geochemistry of heat-producing elements // Lithos. 2012. V. 153. P. 278–291. https://doi.org/10.1016/j.lithos.2012.01.017
  13. Ларичев А. И., Бостриков О. И., Хабаров А. Н. Условия нефтегазообразования, формирования и разрушения скоплений УВ и прогноз нефтегазоносности в пермских отложениях Восточно-Таймырского лицензионного участка (Анабаро-Хатангская НГО). // Геология и геофизика. 2023 (в печати).
  14. Семенов А. Н., Полянский О. П. Численное моделирование механизмов минглинга и миксинга магмы на примере формирования сложных интрузивов // Геология и геофизика. 2017. Т. 58. № 11. С. 1664–1683.
  15. Полянский О. П., Изох А. Э., Семенов А. Н., Селятицкий А. Ю., Шелепаев Р. А., Егорова В. В. Термомеханическое моделирование формирования многокамерных интрузий для выявления связи плутонометаморфизма с габбро-диоритовыми массивами Западного Сангилена, Тува, Россия // Геотектоника. 2021. № 1. С. 3–22.
  16. Ranalli G. Rheology of the Earth. London: Chapman & Hall, 1995. 413 p.
  17. Miller C. F., McDowell S.M., Mapes R. W. Hot and cold granites? Implications of zircon saturation temperatures and preservation of inheritance // Geology. 2003. V. 31(31). P. 529– 532. https://doi.org/10.1130/00917613(2003)031%3C0529: HACGIO%3E2.0.CO;2
  18. Rosenberg C. L., Handy M. R. Experimental deformation of partially melted granite revisited: implications for the continental crust // J. Metamorphic Geol. 2005. V. 23(1). P. 19– 28. https://doi.org/10.1111/j.1525-1314.2005.00555.x
  19. O’Reilly S.Y., Griffin W. L. Moho vs crust–mantle boundary: Evolution of an idea // Tectonophysics. 2013. V. 609. P. 535–546. https://doi.org/10.1016/j.tecto.2012.12.031
  20. Верниковская А. Е., Верниковский В. А., Матушкин Н. Ю., Кадильников П. И., Вингейт М. Т.Д., Богданов Е. А., Травин А. В. А-граниты криогения Енисейского кряжа – индикаторы тектонической перестройки в юго-западном обрамлении Сибирского кратона // Геология и геофизика. 2023. Т. 64. № 6. С. 783–807.

补充文件

附件文件
动作
1. JATS XML
下载
2. Fig. 1. Geological and physical introductory parameters of the model: simplified geological structure of the Kara orogen with the position and age of granitoid arrays (a); 2‑dimensional diagram of the structure of the modeling area along the yellow line on (a), block geometry (dimensions – off-scale) and temperature boundary conditions (b), temperature field on the moment of the end of the collision, taken as the initial one for the problem under consideration (c). Q (mantle) is the mantle heat flux, q is heat release due to radioactive sources in the crust. The red lines are the boundaries of the blocks in the model.

下载 (1MB)
索引源数据
3. Fig. 2. Calculation results at the time of the action of the increased heat flow after 1.2 million years (age ~264 million years), showing the distribution of temperature, density of matter (2600 corresponds to 25% of the melt, 2800 is the density of the solid crust), the fraction of the melt in the magma, the fraction of the mantle component.

下载 (397KB)
索引源数据
4. Fig. 3. Calculation results at the time of the action of the increased heat flow after 11 million years (age ~252 million years), showing the distribution of temperature, density of matter, fraction of melt in magma, fraction of mantle component (with a modified scale).

下载 (383KB)
索引源数据

版权所有 © Russian Academy of Sciences, 2024

Согласие на обработку персональных данных с помощью сервиса «Яндекс.Метрика»

1. Я (далее – «Пользователь» или «Субъект персональных данных»), осуществляя использование сайта https://journals.rcsi.science/ (далее – «Сайт»), подтверждая свою полную дееспособность даю согласие на обработку персональных данных с использованием средств автоматизации Оператору - федеральному государственному бюджетному учреждению «Российский центр научной информации» (РЦНИ), далее – «Оператор», расположенному по адресу: 119991, г. Москва, Ленинский просп., д.32А, со следующими условиями.

2. Категории обрабатываемых данных: файлы «cookies» (куки-файлы). Файлы «cookie» – это небольшой текстовый файл, который веб-сервер может хранить в браузере Пользователя. Данные файлы веб-сервер загружает на устройство Пользователя при посещении им Сайта. При каждом следующем посещении Пользователем Сайта «cookie» файлы отправляются на Сайт Оператора. Данные файлы позволяют Сайту распознавать устройство Пользователя. Содержимое такого файла может как относиться, так и не относиться к персональным данным, в зависимости от того, содержит ли такой файл персональные данные или содержит обезличенные технические данные.

3. Цель обработки персональных данных: анализ пользовательской активности с помощью сервиса «Яндекс.Метрика».

4. Категории субъектов персональных данных: все Пользователи Сайта, которые дали согласие на обработку файлов «cookie».

5. Способы обработки: сбор, запись, систематизация, накопление, хранение, уточнение (обновление, изменение), извлечение, использование, передача (доступ, предоставление), блокирование, удаление, уничтожение персональных данных.

6. Срок обработки и хранения: до получения от Субъекта персональных данных требования о прекращении обработки/отзыва согласия.

7. Способ отзыва: заявление об отзыве в письменном виде путём его направления на адрес электронной почты Оператора: info@rcsi.science или путем письменного обращения по юридическому адресу: 119991, г. Москва, Ленинский просп., д.32А

8. Субъект персональных данных вправе запретить своему оборудованию прием этих данных или ограничить прием этих данных. При отказе от получения таких данных или при ограничении приема данных некоторые функции Сайта могут работать некорректно. Субъект персональных данных обязуется сам настроить свое оборудование таким способом, чтобы оно обеспечивало адекватный его желаниям режим работы и уровень защиты данных файлов «cookie», Оператор не предоставляет технологических и правовых консультаций на темы подобного характера.

9. Порядок уничтожения персональных данных при достижении цели их обработки или при наступлении иных законных оснований определяется Оператором в соответствии с законодательством Российской Федерации.

10. Я согласен/согласна квалифицировать в качестве своей простой электронной подписи под настоящим Согласием и под Политикой обработки персональных данных выполнение мною следующего действия на сайте: https://journals.rcsi.science/ нажатие мною на интерфейсе с текстом: «Сайт использует сервис «Яндекс.Метрика» (который использует файлы «cookie») на элемент с текстом «Принять и продолжить».