Більше

5.6: Амфіболіт А1 - геонауки


Знімки та ручні зразки фото та відео

Клацніть на зображення, щоб збільшити.

Це в Галаксі. Будинки були побудовані на цьому місці незабаром після цієї екскурсії. Ви можете побачити деякі каюти / будинки у фоновому режимі. Це амфіболіт (масивні валуни) з деяким сланцем зліва на першій фотографії. Це з іншого боку пагорба від A1 B2 Schist (наступна зупинка).

Елемент YouTube виключено з цієї версії тексту. Ви можете переглянути його тут: pb.libretexts.org/petrology/?p=287

Тонкий розділ Фотографії та відео

Клацніть на зображення, щоб збільшити. 1-й = плоске поляризоване світло; 2-е = крос-поляризоване світло.

Гранат в оточенні рогової бленди та кварцу. Подивіться на включення в гранатовому порфіробласті.

Повна тонка секція сканування. 1-й = ppl; 2-й = xpl. Клацніть на зображення, щоб збільшити.


Гірський парк Вебб Альпінізм

Є кілька різних областей, на які можна піднятися в парку. Гірські породи переважно Шист із шарами амфіболіту та гнійсу та частина свити Коллінсвіля. Порода сіра і срібляста з середніми до грубими зернами та темними, дрібно- до середньозернистими амфіхолітом та роговою бляшею.

Розділ «Блакитна стежка» - саме це: вгору по блакитній стежці. Є скеля, близько 40 футів у поперечнику та 50 футів у висоту. Скеля Блакитної стежки в основному сонячна, оскільки вона трохи виходить за лінію дерева. Він має справді цікаві канавки, вкладені в нього, що робить крихітні гострі обтиски в достатку. Це також позитивно майже непомітно, тому не важко підніматися, якщо ви просто залишаєтеся врівноваженим вперед. За двадцять кілька футів від основи скелі є болотистий басейн, тож стежте за скитерами!

Ліворуч від скелі є кілька валунів з дуже складними маршрутами.

Розділ Old Fish House Rd просто слідуйте за шосе, поки не трапите через скелі ліворуч. Тут дуже важко боулдерінг і цікава скеля заввишки близько 60 футів, хоча вона розбита. Цей розділ в основному затінений до н.е. важкого росту дерев навколо.


Хімічна класифікаціяСилікатна
КолірЗазвичай чорний, темно-зелений, темно-коричневий
СмугаБілий, безбарвний & # 8211 (крихкий, часто залишає за собою сміття, що розщеплюється, замість смуги)
БлискСклоподібне тіло
ДіафанізмНапівпрозорий до майже непрозорого
РозщепленняДва напрямки, що перетинаються при 124 і 56 градусах
Твердість по МоосуВід 5 до 6
Питома вагаВід 2,9 до 3,5 (залежить від складу)
Діагностичні властивостіРозщеплення, забарвлення, подовжена звичка
Хімічний склад(Ca, Na)2–3(Mg, Fe, Al)5(Al, Si)8О22(ОН, Ж)2
Кришталева системаМоноклініка
ВикористовуєДуже мало промислового використання
Колір Сірий до лавандово-блакитного.
Смуга Блідо-сірий до синювато-сірого.
Блиск Склоподібне тіло
Розщеплення Добре на [110] та на [001]
Діафанізм Напівпрозорі
Твердість по Моосу 5 & ​​# 8211 6 за шкалою Мооса
Діагностичні властивості Відрізняється від інших амфіболів виразним синім кольором у зразку руки. Блакитний плеохроїзм у тонкому перерізі / на зерні відрізняється від інших амфіболів. Глаукофан має довжину повільну, довжину рібеккіта швидку. Найтемніший, коли вісь c паралельна напрямку вібрації нижнього поляризатора (синій турмалін є найтемнішим з віссю c / перпендикулярно напрямку вібрації поляризатора). У глаукофані немає побратимів. Глаукофан також паралельно вимирає, якщо дивитись під поперечними полюсами.
Кришталева система Моноклініка
Перелом Ламкий & # 8211 конхоїдальний
Щільність 3 – 3.15

Список літератури

Марчі, С. та ін. Широке змішування та поховання земної кори Хадею під впливом астероїдів. Природа 511, 578–582 (2014).

Koeberl, C. Вплив процесів на ранній Землі. Елементи 2, 211–216 (2006).

O’Neill, C., Marchi, S., Zhang, S. & amp Bottke, W. Вплив на землю Хадею. Нат. Геосці. 10, 793–797 (2017).

Ван Крандендонк, М. Дж., Беннетт, В. і А. Смітіс, Х. Р. Найдавніші скелі Землі Вип. 15 (Elsevier, Амстердам, 2007).

Wilde, S. A., Valley, J. W., Peck, W. H. & amp Graham, C. M. Докази від руйнівних цирконів про існування континентальної кори та океанів на Землі 4.4 Gyr тому. Природа 409, 175–178 (2001).

Mojzsis, S. J., Harrison, T. M. & amp Pidgeon, R. T. Докази киснево-ізотопних давніх цирконів для рідкої води на поверхні Землі 4300 мирних років тому. Природа 409, 178–181 (2001).

Valley, J. W., Peck, W. H., King, E. M. & amp Wilde, S. A. Прохолодна рання Земля. Геологія 30, 351–354 (2002).

Гаррісон, Т. М. та співавт. Геохімія: гетерогенний гафній хадею: свідчення континентальної кори при 4,4-4,5 га. Наука 310, 1947–1950 (2005).

Гаррісон, Т. М., Шмітт, А. К., Мак-Каллок, М. Т. і А. Ловера, О. М. Раннє (≥4,5 Ga) утворення земної кори: результати Lu-Hf, δ 18 O і Ti для геодезичних цирконів. Земля. Планета. Наук. Lett. 268, 476–486 (2008).

Іізука, Т. та ін. 4.2 Ксенокрист Ga циркону в гнейсі Acasta з північного заходу Канади: докази ранньої континентальної кори. Геологія 34, 245–248 (2006).

Reimink, J. R. та співавт. Немає доказів наявності хадейської континентальної кори в межах найдавнішої еволюціонованої скельної одиниці Землі. Нат. Геосці. 9, 777–780 (2016).

Дарлінг, Дж., Сторі, К. та А. Хоксворт, К. Вплив розплавлених цирконів та їх наслідки для хадейської кори. Геологія 37, 927–930 (2009).

O’Neil, J. & amp Carlson, R. W. Будівництво архейських кратонів з мадейської кори хадеїв. Наука 355, 1199–1202 (2017).

Bowring, S. A. & amp Williams, I. S. Priscoan (4.00–4.03 Ga) ортогнейси з північно-західної Канади. Внесок. Мінеральна. Бензин. 134, 3–16 (1999).

Стерн, Р. А. та Блікер, В. Вік найдавніших гірських порід у світі, перероблених з використанням канадських SHRIMP: Комплекс Acasta Gneiss, Північно-Західні Території, Канада. Геосці. Можна. 25, 27–31 (1998).

Reimink, J. R., Chacko, T., Stern, R. A. & amp Heaman, L. M. Найдавніша еволюціонувала кора Землі, сформована в ісландській обстановці. Нат. Геосці. 7, 529–533 (2014).

Reimink, J. R., Chacko, T., Stern, R. A. & amp Heaman, L. M. Народження ядра кратонів: літогеохімічна еволюція комплексу гнейсів Га Акаста 4.02–2.94. Прекамбр. Рез. 281, 453–472 (2016).

Мойєн, Дж. Ф. Складені архейські сірі гнейси: петрологічне значення та докази не унікальної тектонічної обстановки для зростання архейської кори. Літос 123, 21–36 (2011).

Koshida, K., Ishikawa, A., Iwamori, H. & amp Komiya, T. Петрологія та геохімія мафічних порід у комплексі Acasta Gneiss: наслідки для найдавніших мафічних порід та їх походження. Прекамбр. Рез. 283, 190–207 (2016).

Iizuka, T., Komiya, T., Rino, S., Maruyama, S. & amp Hirata, T.Детритний циркон свідчить про Hf ізотопну еволюцію гранітоїдної кори та континентальний ріст. Геохім. Космохім. Acta 74, 2450–2472 (2010).

Іізука, Т. та ін. Геологія та геохронологія циркону комплексу Acasta Gneiss на північному заході Канади: нові обмеження щодо його тектонотермальної історії. Прекамбр. Рез. 153, 179–208 (2007).

Ніколсон, Х. та ін. Геохімічні та ізотопні докази асиміляції кори під Крафлою, Ісландія. Дж. Бензин. 32, 1005–1020 (1991).

Біндеман, І. та ін. Кремній-магмова петрогенез в Ісландії шляхом переплавлення гідротермічно зміненої кори на основі різноманітності ізотопів кисню та дисбалансів між цирконом та магмою із наслідками для MORB. Terra Nova 24, 227–232 (2012).

Мартін, Е. та Зігмарссон, О. Тринадцять мільйонів років виробництва кремнієвої магми в Ісландії: зв’язок між петрогенезом та тектонічними умовами. Літос 116, 129–144 (2010).

Гібсон, Р. Імпактоване плавлення архейських гранулітів у куполі Вредефорта, Південна Африка. І: анатексис метапелітових гранулітів. Дж. Метаморфа. Геол 20, 57–70 (2002).

Grieve, R. A. Петрологія та хімія ударного розплаву в кратері озера Містастін, Лабрадор. Геол. Соц. Am. Бик. 86, 1617–1629 (1975).

Вишневський, С. та Монтанарі, А. Попігай - ударна структура (Арктичний Сибір, Росія): геологія, петрологія, геохімія та геохронологія склоносних імпактитів. Геол. Соц. Am. Специфікація Пап. 339, 19–60 (1999).

Grieve, R. A., Stoeffler, D. & amp Deutsch, A. Структура Садбері: суперечлива чи неправильно зрозуміла? Дж. Геофіз. Рез. Планети 96, 22753–22764 (1991).

Kring, D. A. & amp. Boynton, W. V. Петрогенез авгітосодержащих розплавів гірської породи в структурі Чікшулуб та їх зв'язок з K / T ударними сферами на Гаїті. Природа 358, 141–144 (1992).

Pierazzo, E., Vickery, A. & amp Melosh, H. Переоцінка впливу ударного розплаву. Ікар 127, 408–423 (1997).

Грін, Е. С. Р. та ін. Співвідношення активності та складу для розрахунку рівноваг часткового плавлення в метаосновних породах. Дж. Метаморфа. Геол. 34, 845–869 (2016).

Бедар, Дж. Х. Модель каталітичного розшарування для зв’язаного генезу архейської кори та субконтинентальної літосферної мантії. Геохім. Космохім. Acta 70, 1188–1214 (2006).

Джонсон, Т. Е., Браун, М., Гардінер, Н. Дж., Кіркленд, К. Л. і А. Смітіс, Р. Х. Перші стабільні материки Землі не утворилися шляхом субдукції. Природа 543, 239–242 (2017).

Браун, М. та Джонсон, Т. Світська зміна метаморфізму та настання глобальної тектоніки плит. Am. Мінеральна. 103, 181–196 (2018).

Гофмайстер, А. М. Вплив хадейського земного океану магми на еволюцію кори та мантії. Дж. Геофіз. Рез. 88, 4963–4983 (1983).

Амсден, А., Руппель, Х. та А.Хірт, С. ПРОДАЖ: спрощена комп’ютерна програма ALE для потоку рідини на будь-яку швидкість (Міністерство торгівлі США, Національна служба технічної інформації, 1980).

Carley, T. L. та співавт. Ісландія не є магматичним аналогом для хадейців: свідчення із цирконових записів. Земля. Планета. Наук. Lett. 405, 85–97 (2014).

Кемп, А. І. С. та ін. Переглянуто еволюцію хадейської кори: нові обмеження від систематики ізотопів Pb – Hf цирконів Джек Хіллз. Земля. Планета. Наук. Lett. 296, 45–56 (2010).

Berry, A. J., Danyushevsky, L. V., St C. O’Neill, H., Newville, M. & amp Sutton, S. R. Ступінь окиснення заліза в коматититних розплавних включеннях свідчить про гарячу архейську мантію. Природа 455, 960–963 (2008).

Пауелл, Р. та А. Холланд, Т. Дж. Б. Внутрішньо узгоджений набір даних з невизначеностями та кореляціями: 3 додатки до геобарометрії, опрацьовані приклади та комп’ютерна програма. Дж. Метаморфа. Геол. 6, 173–204 (1988).

Holland, T. J. B. & amp Powell, R. Удосконалений та розширений внутрішньо узгоджений термодинамічний набір даних для фаз, що становлять петрологічний інтерес, включаючи нове рівняння стану твердих речовин. Дж. Метаморфа. Геол. 29, 333–383 (2011).

White, R. W., Powell, R., Holland, T. J. B., Johnson, T. E. & amp Green, E. C. R. Нові співвідношення мінеральної активності та складу для термодинамічних розрахунків у метапелітичних системах. Дж. Метаморфа. Геол. 32, 261–286 (2014).

Уайт, Р. В., Пауелл, Р. та А. Кларк, Г. Л. Інтерпретація реакційних текстур у багатих Fe вмістом метапелітових гранулітів Блоку Масгрейва, Центральна Австралія: обмеження від розрахунків мінеральної рівноваги в системі. Дж. Метаморфа. Геол. 20, 41–55 (2002).

Уайт, Р., Пауелл, Р., Голландія, Т. та Уорлі, Б. Ефект TiO2 і Fe2О3 про метапелітичні збірки в умовах фацієвих зеленошистських та амфіболітових: обчислення мінеральних рівноваг в системі K2O – FeO – MgO – Al2О3–SiO2–H2O – TiO2–Фе2О3. Дж. Метаморфа. Геол. 18, 497–512 (2000).

Холланд, Т. та Пауелл, Р. Співвідношення активності та складу фаз у петрологічних розрахунках: асиметрична багатокомпонентна формулювання. Внесок. Мінеральні. Бензин. 145, 492–501 (2003).

Маркс, Н., Зіренберг, Р. А. і Шифман, П. Стронцій та ізотопні профілі кисню через 3 км гідротермічно зміненої океанічної кори в геотермальній системі Рейк'янес, Ісландія. Хім. Геол. 412, 34–47 (2015).

Бедар, Дж. Х. Розділення мікроелементів у польовому шпаті плагіоклазу. Геохім. Космохім. Acta 70, 3717–3742 (2006).

Xiong, X. та ін. Експериментальні обмеження щодо насичення рутилу при частковому плавленні метабазальту при переході амфіболіту в еклогіт із застосуванням до генезису ТТГ. Am. Мінеральна. 94, 1175–1186 (2009).

Коллінз, Г. С., Мелош, Х. Дж. Та Іванов, Б. А. Моделювання пошкоджень та деформацій при моделюванні ударів. Метеорит. Планета. Наук. 39, 217–231 (2004).

Wünnemann, K., Collins, G. & amp Melosh, H. Модель пористості на основі деформації для використання в моделюванні гідрокоду впливів та наслідків для перехідного росту кратера в пористих цілях. Ікар 180, 514–527 (2006).

П’єраццо, Е. та ін. Перевірка числових кодів для удару та вибуху кратеру: удари про неміцні та металеві цілі. Метеорит. Планета. Наук. 43, 1917–1938 (2008).

Ботке, В. Ф. та ін. Сильне бомбардування археями з дестабілізованого продовження поясу астероїдів. Природа 485, 78–81 (2012).

Іванов, Б., Мелош, Х. та П'єраццо, Е. Басейноутворюючі впливи: розвідувальне моделювання. Геол. Соц. Am. Специфікація Пап. 465, 29–49 (2010).

Miljković, K. et al. Підповерхнева морфологія та масштабування місячних басейнів впливу. Дж. Геофіз. Рез. Планети 121, 1695–1712 (2016).

П'єраццо, Е., Артем'єва, Н. та Іванов, Б. Початкові умови для гідротермальних систем під марсіанськими кратерами: Моделювання гідрокоду. Геол. Соц. Am. Специфікація Пап. 384, 443–457 (2005).

Мелош, Х. та Іванов, Б. Ударний кратер кратера. Анну. Преподобна Планета Земля. Наук. 27, 385–415 (1999).

Turtle, E. P., Pierazzo, E. & amp O’Brien, D. P. Чисельне моделювання ударного нагрівання та охолодження ударної конструкції Вредефорта. Метеорит. Планета. Наук. 38, 293–303 (2003).


Цей документ досліджує петрогенез ультрамафічного комплексу Seqi, який займає загальну площу приблизно 0,5 км 2. Ультрафіолетові гірські породи розміщені тоналітовим ортогнейсом ca. Терран 3000 Akia Akia з наскрізними гранітоїдними листами, що забезпечує абсолютний мінімальний вік 2978 ± 8 млн років для комплексу Seqi Ultramafic. Породи Seqi представляють широкий спектр плутонічних порід, в яких переважає олівін, з різною модальною кількістю хроміту, ортопіроксену та амфіболу, тобто різних типів дуніту (с.с.), перидотит (s.l.), а також хромітит. Комплекс Seqi Ultramafic характеризується, насамперед, тугоплавким дунітом, з високо форстеритовим олівіном із композиціями ядра, що мають Mg # від приблизно 91 до 93. Загальний високий вміст модалів, а також специфічний склад хроміту виключають, що ці породи являють собою фрагмент мантії Землі. Виникнення пластоподібних смуг хроміту в перидотиті, тонких шарів хромітів у дуніті та пойкілітичного ортопіроксена в перидотиті натомість підтверджує інтерпретацію того, що ультрамафічний комплекс Seqi являє собою залишок роздробленого шаруватого комплексу або магмопроводу, який згодом був розбитий і захоплений формування регіональної континентальної кори.

Інтеграція всіх характеристик ультрамафічного комплексу Seqi вказує на утворення цих дуже тугоплавких перидотитів з надзвичайно магнезіальної (Mg # ∼ 80), майже безводної магми, як накопичувальні маси, в яких переважає олівін з високим вмістом хроміту. Відзначається, що накопичення Seqi були отримані з мантійного джерела надзвичайними ступенями часткового плавлення (& gt40%). Це мантійне джерело може потенційно представляти попередника субконтинентальної літосферної мантії (SCLM) у цьому регіоні, який раніше був доведений до виснаження. Таким чином, ультрамафічний комплекс Seqi, а також подібні перидотитові тіла в регіоні Фіскефьорд можуть становити найдавніші кумулятивні маси, що утворилися під час широкомасштабних подій танення, що призвели до ультра-виснаженого кратонового килу під північноатлантичним кратоном. Отже, краще розуміння таких архейських ультрафіолетових комплексів може забезпечити обмеження щодо геодинамічної обстановки перших континентів Землі та відповідного SCLM.


Анотація

Океанічні породи високого тиску (HP) і надвисокого тиску (UHP) залишаються дуже дефіцитними уздовж шовної зони Інд-Ярлунг Цангпо на Тибетському плато. Однак такі типи порід можуть дати нове і важливе розуміння розуміння індіансько-азіатської тектоніки зіткнень та регіональних метаморфічних процесів. Цей внесок зосереджений на нещодавно виявлених амфіболітах граната HP, які трапляються в районі Північного Айларі вздовж зони швів Інду у Західній Гімалаях. Петрографічні та мінералогічні дослідження, а також розрахунки тиск-температура (Р-Т) показують, що амфіболіти гранату пройшли щонайменше три метаморфічні стадії. Прогресивна стадія амфіболіт-фації при 0,9–1,2 ГПа та 605–680 ° C (M1) супроводжувалась метаморфізмом грануліт-фацій HP при 680–750 ° C та 1,1–1,5 ГПа (M2) та охолодженням до метаморфізму амфіболіт-фації при 628–650 ° C, 0,6–0,8 ГПа (M3). Датування циркону та апатиту U – Pb показує, що гранатові амфіболіти переживали гранулітово-фаціальні умови при 33–32 млн років та вік охолодження 12,5 ± 2,6 млн років при температурі 375–550 ° С. Гранатові амфіболіти мають низький рівень розподілу легких рідкісноземельних елементів (LREE), низький (87 Sr / 86 Sr)i = 0,70727–0,70833, але висока εNd(t) (+8,9 - +9,8) у цілій породі і високий εHf(t) (+13,9 - +16,0) значення циркону, подібні до значень звичайного базальту середньоокеанського хребта. Це підтверджує, що протоліт являє собою океанічний зріз, який переважно походить із виснаженого мантійного матеріалу. Геохімічні, геохронологічні та геотермобарометричні дані демонструють, що гранатові амфіболіти представляли частину неотетіанського океану, яка пережила глибокий метаморфізм амфіболітової фації до досягнення гранулітно-фаціальних умов HP приблизно 32 млн. Років як наслідок потовщення кори під час індійсько-азіатського зіткнення. Таким чином, досліджений зріз океанічного типу HP представляє важливу частину головоломки, яка разом з іншими континентальними частинами, які пережили різні умови ПТ, такими як еклогіт НР та UHP, а також різні метапеліти та кварцо-фельдспатичні гнейси, допомагає розшифрувати тектонічну еволюцію Заходу. Ороген Гімалаїв, від океанічної субдукції до континентального зіткнення та подальшої ексгумації.


Бремнер, Дж. М. Джерела закису азоту в грунтах. Nutr. Цикл. Агроекосистеми 49, 7–16 (1997).

Bouwman, A. F. та співавт. Світові тенденції та невизначеності у наземній денітрифікації та N2O викиди. Філос. Транс. Р. Соц. B 368, https://doi.org/10.1098/rstb.2013.0112 (2013).

Ravishankara, A. R., Daniel, J. S. & amp Portmann, R. W. Закис азоту (N2O): домінуюча речовина, що руйнує озоновий шар, що виділяється в 21 столітті. Наука 326, 123–125 (2009).

Томпсон, Р. Л. та ін. Прискорення глобального N2Викиди O, видно за два десятиліття атмосферної інверсії. Нат. Клім. Зміна 9, 993 (2019).

Тянь, Х. К. та ін. Глобальні викиди закису азоту в грунт, починаючи з доіндустріальної ери, оцінюються ансамблем наземних біосферних моделей: величина, властивість та невизначеність. Глобальні зміни Біол. 25, 640–659 (2019).

Butterbach-Bahl, K., Baggs, E.M., Dannenmann, M., Kiese, R. & amp Zechmeister-Boltenstern, S.Викиди закису азоту з ґрунтів: наскільки добре ми розуміємо процеси та управління ними? Філос. Транс. Р. Соц. B 368, 1621 (2013).

Johnson, B. & amp Goldblatt, C. Бюджет азоту Землі. Земля Sci. Преподобний 148, 150–173 (2015).

Холлоуей, Дж. М. та Далгрен, Р. А. Азот у гірських породах: явища та біогеохімічні наслідки. Глобальна біогеохімія. Цикли 16, https://doi.org/10.1029/2002gb001862 (2002).

Houlton, B. Z., Morford, S. L. & amp Dahlgren, R. A. Збіжні докази поширених джерел азоту в гірських породах у поверхневому середовищі Землі. Наука 360, 58–62 (2018).

Morford, S. L., Houlton, B. Z. & amp Dahlgren, R. A. Пряме кількісне визначення тривалих надходжень азоту в гірські породи до помірних лісових екосистем. Екологія 97, 54–64 (2016).

Sullivan, P. J., Sposito, G., Strathouse, S. M. & amp Hansen, C. L. Геологічний азот та залягання грунтів з високим вмістом нітратів у західній долині Сан-Хоакін, Каліфорнія. Хільгардія 47, 15–49 (1979).

Баттербах-Баль, К. та співавт. в Європейська оцінка азоту (під ред. М. А. Саттона та ін.) Ch. 6 (Cambridge Univ. Press, 2011).

Ван Брімен, Н. та ін. Куди зник весь азот? Доля надходження азоту на великі вододіли на північному сході США. Біогеохімія 57, 267–293 (2002).

Williams, L. B., Wilcoxon, B. R., Ferrell, R. E. & amp Sassen, R. Діагенез амонію під час дозрівання та міграції вуглеводнів, Wilcox-Group, Луїзіана, США. Заяв. Геохім. 7, 123–134 (1992).

Співвідношення C / N у тихоокеанських глибоководних відкладах: вплив неорганічного амонію та органічних сполук азоту, сорбованих глинами. Геохім. Космохім. Acta 41, 765–776 (1977).

Morrison, S. J., Goodknight, C. S., Tigar, A. D., Bush, R. P. & amp Gil, A. Природне забруднення в сланці Манкос. Навколишнє середовище. Наук. Технол. 46, 1379–1387 (2012).

Таттл, M. L. W., Fahy, J. W., Elliott, J. G., Grauch, R. I. & amp Stillings, L. L. Забруднення з крейдяних чорних сланців: II. Вплив геології, вивітрювання, клімату та землекористування на солоність та циклічність селену, ландшафти сланцю Манкос, південний захід США. Заяв. Геохім. 46, 72–84 (2014).

Riebe, C. S., Kirchner, J. W. & amp Finkel, R. C. Довготривалі темпи хімічного вивітрювання та фізичної ерозії від космогенних нуклідів та геохімічний баланс маси. Геохім. Космохім. Acta 67, 4411–4427 (2003).

Montgomery, D. R. & amp Brandon, M. T. Топографічний контроль швидкості ерозії в тектонічно активних гірських хребтах. Планета Земля. Наук. Lett. 201, 481–489 (2002).

Morford, S. L., Houlton, B. Z. & amp Dahlgren, R. A. Геохімічний та тектонічний контроль підняття надходжень азоту в гірські породи через наземні екосистеми. Глобальна біогеохімія. Цикли 30, 333–349 (2016).

Вест, А. Дж., Гали, А. та А. Бікл, М. Тектонічний та кліматичний контроль за силікатним вивітрюванням. Планета Земля. Наук. Lett. 235, 211–228 (2005).

Holloway, J. M. & amp Smith, R. L. Потік азоту та вуглецю від гірських порід до води: регулювання за допомогою біогеохімічних процесів ґрунту, вододіл річки Мокелумн, Каліфорнія, та Гранд-Веллі, Колорадо. Дж. Геофіз. Рез. Земля 110, F01010 (2005).

Хаббард, С. С. та співавт. Вододіл Іст-Рівер, штат Колорадо: гірський дослідний масив для покращення прогнозного розуміння багатомасштабної гідрологічної та біогеохімічної динаміки. Вадозна зона Дж. 17, 180061 (2018).

Гаскілл, Д. Л., Мутшлер, Ф. Е., Крамер, Дж. Х., Томас, Дж. А. і А. Захоні, С. Г. Геологічна карта готичного чотирикутника, Колорадо, округ Ганнісон, Міністерство внутрішніх справ (USGS, 1991).

Керролл, Р. В. Х. та ін. Фактори, що контролюють сезонні підземні води та потоки розчинених речовин із домінованих снігом басейнів. Гідрол. Процес. 32, 2187–2202 (2017).

Winnick, M. J. та співавт. Контроль танення снігу на взаємозв'язку концентрації і скиду та балансі окислювальних та кислотно-лужних потоків вивітрювання в альпійському водозборі, Іст-Рівер, Колорадо. Водний ресурс. Рез. 53, 2507–2523 (2017).

Wan, J. M. та співавт. Прогнозування осадових порід підводних фронтів вивітрювання та темпів вивітрювання. Наук. Респ. 9, https://doi.org/10.1038/s41598-019-53205-2 (2019).

Токунага, Т. К. та співавт. Глибинний та часовий розподіл підземних потоків та транспорту, що рухаються таненням снігу, і їх внесок у поверхневі води. Водний ресурс. Рез. 55, 9474–9499 (2019).

КАСНЕТ (Агентство США з охорони навколишнього середовища, 2019).

Darrouzet-Nardi, A., Erbland, J., Bowman, W. D., Savarino, J. & amp Williams, M. W. Ввезення та вивіз азоту на ландшафтному рівні в екосистемі зі складною місцевістю, Колорадський хребет. Біогеохімія 109, 271–285 (2012).

Вітоусек, П. М., Менге, Д. Н. Л., Рід, С. С. та Клівленд, С. С. Біологічна фіксація азоту: норми, закономірності та екологічний контроль у наземних екосистемах. Філос. Транс. Р. Соц. B 368, https://doi.org/10.1098/rstb.2013.0119 (2013).

Андерсон, С. П., Дітріх, В. Е. та Бримхол, Г. Х. Профілі вивітрювання, аналіз балансу маси та темпи втрат розчиненої речовини: зв’язок між вивітрюванням та ерозією в невеликому крутому водозборі. Геол. Соц. Am. Бик. 114, 1143–1158 (2002).

Бримхалл, Г. Х. та Дітріх, В. Е. Конститутивні співвідношення балансу маси між хімічним складом, об'ємом, щільністю, пористістю та деформацією в метасоматичних гідрохімічних системах - результати щодо вивітрювання та педогенезу. Геохім. Космохім. Acta 51, 567–587 (1987).

Littke, R., Klussmann, U., Krooss, B. & amp Leythaeuser, D. Кількісна оцінка втрат кальциту, піриту та органічних речовин внаслідок вивітрювання чорних сланців тоарціану та впливу на характеристики керогену та бітуму. Геохім. Космохім. Acta 55, 3369–3378 (1991).

Galy, A. & amp; France-Lanord, C. Процеси вивітрювання в басейні Ганг – Брахмапутра та бюджет лужності річок. Хім. Геол. 159, 31–60 (1999).

Брантлі, С. Л. та співавт. До концептуальної моделі, що стосується фронтів хімічних реакцій та шляхів потоку води на пагорбах. Геоморфологія 277, 100–117 (2017).

Меннінг, А. Х., Верпланк, П. Л., Кейн, Дж. С. і А. Тодд, А. С. Зв'язки між зміною клімату, глибиною грунтового шару та хімією води в мінералізованому вододілі гір. Заяв. Геохім. 37, 64–78 (2013).

Торрес, М. А., Вест, А. Дж. І А. Кларк, К. Е. Геоморфний режим модулює гідрологічний контроль хімічного вивітрювання в Андах-Амазонці. Геохім. Космохім. Acta 166, 105–128 (2015).

Холлоуей, Дж. М. і Далгрен, Р. А. Геологічний азот у наземному біогеохімічному циклі. Геологія 27, 567–570 (1999).

Роде, А. Про генерування стоку потоку в ґрунтових ґрунтах. Nord Hydrol 20, 1–8 (1989).

Horton, T. W., Chamberlain, C. P., Fantle, M. & amp Blum, J. D. Хімічне вивітрювання та літологічний контроль хімії води у високогірній річковій системі: Clark’s Fork of the Yellowstone River, Wyoming and Montana. Водний ресурс. Рез. 35, 1643–1655 (1999).

Holloway, J.M., Dahlgren, R.A., Hansen, B. & amp Casey, W.H.Внесок основного азоту у високі концентрації нітратів у поточній воді. Природа 395, 785–788 (1998).

Seitzinger, S. та співавт. Денитрифікація ландшафтів та водних пейзажів: синтез. Екол. Заяв. 16, 2064–2090 (2006).

Токунага, Т. К. та співавт. Глибока зона вадозного дихання сприяє потокам вуглекислого газу із напівзасухої заплави. Вадозна зона Дж. 15, https://doi.org/10.2136/vzj2016.02.0014 (2016).

Ascott, M. J. та співавт. Глобальні закономірності зберігання нітратів у зоні вадоз. Нат. Комун. 8, 1416 (2017).

Kendall, K. A., Shanley, J. B. & amp McDonnell, J. J. Гідрометричний та геохімічний підхід для перевірки гіпотези зворотного зв'язку пропускання під час танення снігу. Дж. Гідрол. 219, 188–205 (1999).

Brooks, E. S., Boll, J. & amp McDaniel, P. A. Експеримент у масштабі пагорба для вимірювання бокової насиченої гідравлічної провідності. Водний ресурс. Рез. 40, W04208 (2004).

Moldrup, P. et al. Прогнозування коефіцієнта дифузії газу в запакованому ґрунті: індукована водою модель лінійного відновлення. Грунтознавство Соц. Am. Дж. 64, 1588–1594 (2000).

Массман, В. Дж. Огляд молекулярної дифузійності Н2O, CO2, СН4, CO, O3, ТОМУ2, NH3, N2O, NO та NO2 в повітрі, О2 та N2 поблизу СТП. Атмос. Навколишнє середовище. 32, 1111–1127 (1998).

Боулінг, Д. Р. та Массман, В. Дж. Постійне посилення дифузійного СО, спричинене вітром2 транспорт в гірському лісовому засніженому снігу. Дж. Геофіз. Рез. Біогеоски. 116, G04006 (2011).


Список літератури

Літгоу-Бертеллоні, К. Енциклопедія морських геонаук (eds Harff, J., Meschede, M., Petersen, S. & amp Thiede, J.) 193–196 (Springer, Dordrecht, 2016).

Stern, R. J. & amp Gerya, T. Ініціювання субдукції в природі та моделі: огляд. Тектонофізика https://doi.org/10.1016/j.tecto.2017.10.014 (2017).

Стерн, Р. Дж. Ініціювання субдукції: спонтанне та індуковане. Планета Земля. Наук. Lett. 226, 275–292 (2004).

Гурніс, М., Холл, С. та Лавер, Л. Еволюція балансу сил під час початкової субдукції. Геохім. Геофіза. Геосист. 5, Q07001 (2004).

Холл, C. E., Gurnis, M., Sdrolias, M., Lavier, L. L. & amp Mueller, R. D. Катастрофічне ініціювання субдукції після вимушеної конвергенції через зони руйнування. Планета Земля. Наук. Lett. 212, 15–30 (2003).

Ленг, В., Гурніс, М. та Асімов, П. Від базальтів до бонінітів: геодинаміка виразу вулканів під час ініційованого ініціювання субдукції. Літосфера 4, 511–523 (2012).

Стерн, Р. Дж. І Блумер, С. Х. Дитячий вік зони субдукції: приклади з дуг еоцену Ізу – Бонін – Маріана та Юра Каліфорнії. Геол. Соц. Am. Бик. 104, 1621–1636 (1992).

Стерн, Р. Дж., Рейган, М., Ісідзука, О., Охара, Ю. і Амп. Ватам, С. Щоб зрозуміти ініціювання субдукції, вивчіть кірку передпліччя: вивчіть кірку передпліччя, вивчіть офіоліти. Літосфера 4, 469–483 (2012).

Van Hinsbergen, D. J. та співавт. Динаміка ініціювання внутрішньоокеанської субдукції: 2. Формування офіоліту в зоні надсубдукції та ексгумація метаморфічної підошви в контексті абсолютних рухів пластини. Геохім. Геофіза. Геосист. 16, 1771–1785 (2015).

Рейган, М. К. та співавт. Ініціювання субдукції та кірка офіоліту: нові знання від буріння IODP. Міжнародний Геол. Преподобний 59, 1439–1450 (2017).

Arculus, R. J. та співавт. Запис спонтанного ініціювання субдукції в дузі Ізу – Бонін – Маріана. Нат. Геосці. 8, 728–733 (2015).

Faccenna, C., Becker, T. W., Lallemand, S. & amp Steinberger, B. Про роль тяги плити в кайнозойському русі Тихоокеанської плити. Геофіза. Рез. Lett. 39, L03305 (2012).

Пірс, Дж. А., Ліппард, С. Дж. І А. Робертс, С. Характеристики та тектонічне значення офіолітів зони супрадукції. Геол. Соц. Специфікація Опубл. 16, 74–94 (1984).

Ділек, Ю. та Фурнес, Х. Генезис офіоліту та глобальна тектоніка: геохімічні та тектонічні дактилоскопії давньої океанічної літосфери. Геол. Соц. Am. Бик. 123, 387–411 (2011).

Дьюї, Дж. Ф. Офіолітова обдукція. Тектонофізика 31, 93–120 (1976).

Джеймісон, Р. А. PТ шляхи з високотемпературних зсувних зон під офіолітами. Дж. Метаморфа. Геол. 4, 3–22 (1986).

Спрей, Дж. Г. Можливі причини та наслідки роз'єднання верхньої мантії та зміщення офіоліту. Геол. Соц. Лонд. Специфікація Опубл. 13, 255–268 (1984).

Wakabayashi, J. & amp Dilek, Y. Просторові та часові взаємозв'язки між офіолітами та їх метаморфічними підошвами: тест моделей генезису передньоземних офіолітів. Геол. Соц. Am. Специфікація Пап. 349, 53–64 (2000).

Вільямс, Х. та Сміт, В. Р. Метаморфічні ореоли під люксами офіоліту та альпійськими перидотитами: тектонічні наслідки на прикладах західного Ньюфаундленду. Am. J. Sci. 273, 594–621 (1973).

Агард, П. та ін. Реологічні перемикачі інтерфейсу пластини під час дитинства субдукції: контроль проникнення плити та формування метаморфічної підошви. Планета Земля. Наук. Lett. 451, 208–220 (2016).

Soret, M., Agard, P., Dubacq, B., Plunder, A. & amp Yamato, P. Петрологічні докази поетапного нарощення метаморфічних підошов під час субдукційного дитинства (Semail Ophiolite, Оман та ОАЕ). Дж. Метаморфа. Геол. 35, 1051–1080 (2017).

Паттісон, Д. Р. М. Петрогенетичне значення вільного від ортопіроксену граната + клінопіроксен + плагіоклаз ± кварцові метабазити щодо фації амфіболіту та грануліту. Дж. Метаморфа. Геол. 21, 21–34 (2003).

Пейлін, Р. М. та співавт. Повноцінний метаморфізм та часткове плавлення основних та проміжних порід. Дж. Метаморфа. Геол. 34, 871–892 (2016).

Павич, С. М., Рашмер, Т. і А. Томпсон, А. Б. Часткове танення підкоряючої океанічної кори. Планета Земля. Наук. Lett. 121, 227–244 (1994).

Ріо, М. та ін. Швидке нарощення кори та асиміляція магми в Оман-У.А.Е. Офіоліт: Високоточна геохронологія U – Pb-циркон габбрової кори. Дж. Геофіз. Рез. Суцільна Земля 117, B07201 (2012).

Ріо, М. та ін. Тектонічний розвиток самаїльського офіоліту: високоточна геохронологія циркону U – Pb та ізотопні обмеження Sm – Nd на ріст та розміщення кори. Дж. Геофіз. Рез. Суцільна Земля 118, 2085–2101 (2013).

Хакер, Б. Р. Швидке розміщення молодої океанічної літосфери: геохронологія аргону оманського офіфіліту. Наука 265, 1563–1565 (1994).

Хакер, Б. Р., Мозенфельдер, Дж. Л. та Гнос, Е. Швидке встановлення оманського офіоліту: термічні та геохронологічні обмеження. Тектоніка 15, 1230–1247 (1996).

Ріо, М. та ін. Синхронне утворення метаморфічної підошви та магматичної кори сімейного оффіоліту: нові обмеження щодо тектонічної еволюції під час утворення офіоліту завдяки високоточній геохронології циркону U – Pb. Планета Земля. Наук. Lett. 451, 185–195 (2016).

Warren, C. J., Parrish, R. R., Waters, D. J. & amp Searle, M. P. Датування геологічної історії оманського сефіофіліту Оману: висновки з геохронології U / Pb. Внесок. Мінеральна. Бензин. 150, 403–422 (2005).

Якимчук, К., Кларк, С. та Уайт, Р. В. Фазові співвідношення, послідовності реакцій та петрохронологія. Преподобний мінерал. Геохім. 83, 13–53 (2017).

Бакстер, Е. Ф. та Шерер, Е. Е. Гранаторна геохронологія: хронометрист тектонометаморфічних процесів. Елементи 9, 433–438 (2013).

Шерер, Е. Е., Камерон, К. Л. та А. Бліхерт-Тофт, Дж. Лу – Хф гранатової геохронології: температура закриття щодо системи Sm – Nd та наслідки мікроелементних включень. Геохім. Космохім. Acta 64, 3413–3432 (2000).

Сміт, М. А., Шерер, Е. Е. і Мецгер, К. Лу – Хф та См – Нг гранатної геохронології: хронометричне закриття та наслідки для датування петрологічних процесів. Планета Земля. Наук. Lett. 381, 222–233 (2013).

Anczkiewicz, R. та ін. Геохронологія Lu – Hf та розподіл мікроелементів у гранаті: наслідки для підняття та ексгумації гранулітів надвисокого тиску в Судетах, південна Польща. Літос 95, 363–380 (2007).

Хакер, Б. Р. та Гнос, Е. Загадка Самаїла: пояснення метаморфічної історії. Тектонофізика 279, 215–226 (1997).

Searle, M. P., Warren, C. J., Waters, D. J. & amp Parrish, R. R. Структурна еволюція, метаморфізм та відновлення аравійського континентального окраїни, регіон Сайх Хатат, Оманські гори. J. Структура. Геол. 26, 451–473 (2004).

Ніколас, А., Будьє, Ф., Ільдефонсе, Б. і А. Болл, Е. Акреція Офіофіту та Офіційних Еміратів - обговорення нової структурної карти. Мар. Геофіз. Рез. 21, 147–180 (2000).

Boudier, F., Ceuleneer, G. & amp Nicolas, A. Зони зсуву, поштовхи та пов'язаний з ними магматизм в Оманському офіоліті: ініціювання підштовхування на океанічному хребті. Тектонофізика 151, 275–296 (1988).

Ishikawa, T., Nagaishi, K. & amp Umino, S. Boninitic vulcanism in the Oman Ophiolite: наслідки для теплового стану під час переходу від розпростертого хребта до дуги. Геологія 30, 899–902 (2002).

MacLeod, C. J., Lissenberg, L. & amp Bibby, L. E. "Moist MORB" осьовий магматизм в оманському офіфіліті: докази проти походження хребта середнього океану. Геологія 41, 459–462 (2013).

Whattam, S. A. & amp Stern, R. J. "Правило ініціювання субдукції": ключ до зв'язування офіолітів, внутрішньоокеанічних передніх дуг та ініціювання субдукції. Внесок. Мінеральна. Бензин. 162, 1031–1045 (2011).

Агард, П., Жолівет, Л., Врілінк, Б., Буров, Е. та Моні, П. Прискорення пластини: тригер обдукції? Планета Земля. Наук. Lett. 258, 428–441 (2007).

Duretz, T. et al. Термомеханічне моделювання процесу обдукції на основі оманського випадку Офіоліт. Гондвана Res. 32, 1–10 (2016).

Cowan, R. J., Searle, M. P. & Waters, D. J. Structure of the metamorphic sole to the Oman Ophiolite, Sumeini Window and Wadi Tayyin: implications for ophiolite obduction processes. Geol. Soc. Lond. Spec. Publ. 392, 155–175 (2014).

Gnos, E. Peak metamorphic conditions of garnet amphibolites beneath the Semail Ophiolite: implications for an inverted pressure gradient. Міжнародний Geol. Rev. 40, 281–304 (1998).

Rioux, M., Bowring, S., Cheadle, M. & John, B. Evidence for initial excess 231 Pa in mid-ocean ridge zircons. Chem. Geol. 397, 143–156 (2015).

Liu, J., Bohlen, S. R. & Ernst, W. G. Stability of hydrous phases in subducting oceanic crust. Earth Planet. Наук. Lett. 143, 161–171 (1996).

Bloch, E., Ganguly, J., Hervig, R. & Cheng, W. 176 Lu– 176 Hf geochronology of garnet I: experimental determination of the diffusion kinetics of Lu 3+ and Hf 4+ in garnet, closure temperatures and geochronological implications. Contrib. Mineral. Petrol. 169, 12 (2015).

Ishikawa, T., Fujisawa, S., Nagaishi, K. & Fujisawa, T. Trace element characteristics of the fluid liberated from amphibolite-facies slab: inference from the metamorphic sole beneath the Oman Ophiolite and implication for boninite genesis. Earth Planet. Наук. Lett. 240, 355–377 (2005).

Sun, S.-s. & McDonough, W. F. Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: implications for mantle compositions and processes. Geol. Soc. Spec. Publ. 42, 313–345 (1989).

Jarosewich, E., Nelen, J. A. & Norberg, J. A. Reference samples for electronmicroprobe analysis. Geostand. Newslett. 4, 43–47 (1980).

Pouchou, J.-L. & Pichoir, F. in Electron Probe Quantification (eds Heinrich, K. & Newbury, D.) 31 75 (Springer, New York, 1991).

Jochum, K. P. et al. GeoReM: a new geochemical database for reference materials and isotopic standards. Geostand. Geoanal. Res. 29, 333–338 (2005).

Paton, C., Hellstrom, J., Paul, B., Woodhead, J. & Hergt, J. Iolite: freeware for the visualisation and processing of mass spectrometric data. J. Anal. Atom. Spectrom. 26, 2508–2518 (2011).

Münker, C., Weyer, S., Scherer, E. E. & Mezger, K. Separation of high field strength elements (Nb, Ta, Zr, Hf) and Lu from rock samples for MS-ICPMS measurements. Geochem. Geophys. Geosyst. 2, 2001GC000183 (2001).

Blichert-Toft, J., Boyet, M., Télouk, P. & Albarède, F. 147 Sm– 143 Nd and 176 Lu– 176 Hf in eucrites and the differentiation of the HED parent body. Earth Planet. Наук. Lett. 204, 167–181 (2002).

Blichert-Toft, J., Chauvel, C. & Albarede, F. Separation of Hf and Lu for high precision isotope analysis of rock samples by magnetic sector-multiple collector ICP-MS. Contrib. Mineral. Petrol. 127, 248–260 (1997).

Bizzarro, M., Baker, J. A. & Ulfbeck, D. A new digestion and chemical separation technique for rapid and highly reproducible determination of Lu/Hf and Hf isotope ratios in geological materials by MC-ICP-MS. Geostand. Geoanal. Res. 27, 133–145 (2003).

Ludwig, K. R. Isoplot 4.1. A Geochronological Toolkit for Microsoft Excel (Berkeley Geochronology Center, 2009).

Scherer, E. E., Mezger, K. & Münker, C. The 176 Lu decay constant discrepancy: terrestrial samples vs. meteorites. Meteorit. Planet. Наук. 38, A136 (2003).

Söderlund, U., Patchett, P. J., Vervoort, J. D. & Isachsen, C. E. The 176 Lu decay constant determined by Lu–Hf and U–Pb isotope systematics of Precambrian mafic intrusions. Earth Planet. Наук. Lett. 219, 311–324 (2004).

Mattinson, J. M. Zircon U–Pb chemical abrasion (“CA-TIMS”) method: combined annealing and multi-step partial dissolution analysis for improved precision and accuracy of zircon ages. Chem. Geol. 220, 47–66 (2005).

Mattinson, J. M. Analysis of the relative decay constants of 235 U and 238 U by multi-step CA-TIMS measurements of closed-system natural zircon samples. Chem. Geol. 275, 186–198 (2010).

Krogh, T. E. A low-contamination method for hydrothermal decomposition of zircon and extraction of U and Pb for isotopic age determinations. Geochim. Cosmochim. Acta 37, 485–494 (1973).

Corfu, F. U–Pb age, setting and tectonic significance of the anorthosite–mangerite–charnockite–granite suite, Lofoten–Vesterålen, Norway. J. Petrol. 45, 1799–1819 (2004).

Stacey, J. S. & Kramers, J. D. Approximation of terrestrial lead isotope evolution by a two-stage model. Earth Planet. Наук. Lett. 26, 207–221 (1975).

Schärer, U. The effect of initial 230 Th disequilibrium on young U–Pb ages: the Makalu case, Himalaya. Earth Planet. Наук. Lett. 67, 191–204 (1984).

Jaffey, A. H., Flynn, K. F., Glendenin, L. E., Bentley, W. C. & Essling, A. M. Precision measurement of half-lives and specific activities of 235 U and 238 U. Phys. Rev. C 4, 1889–1906 (1971).


9. Summary and Conclusions

[42] We carried out extensive true triaxial tests on unjacketed specimens of KTB amphibolite for the purpose of obtaining the compressive strength criterion representative of the rock at the borehole wall, where it is both subjected to concentrated crustal stresses and exposed to pressurized borehole fluid. The objective of the research was to recompute the magnitude of the major horizontal in situ stress around the KTB main hole from the logged borehole-breakout spans, the experimentally obtained strength criterion for the amphibolite, and other known field data. The laboratory tests revealed some surprising features of brittle fracture peculiar to rock subjected to conditions simulating the borehole wall.

[43] Failure mode was radically different from that of dry amphibolite. Rather than shear failure along a throughgoing fracture dipping steeply in the least principal stress direction, failure in unjacketed amphibolite resulted from the growth of one or more subparallel extensile fractures adjacent to and aligned with one of specimen σ3 faces. We suspect that this failure mode is representative of other crystalline rocks of low porosity and permeability, but may or may not apply to less compact and more permeable lithologies.

[44] Unjacketed KTB amphibolite failed at maximum stress levels that were 25 to 55% lower than those in jacketed rock for corresponding least and intermediate applied principal stresses. Based on the fracture characteristics and the reduced strength, we infer that unjacketed amphibolite fails upon the onset of dilatancy, through confining fluid intrusion into the reopened and induced microcracks. Previous work has shown that under true triaxial compression microcracks develop with their planes normal to the direction of the least principal stress. The exposed faces of the samples enable the confining fluid to intrude the nearest microcracks and facilitate their extension until they grow into throughgoing extensile fractures along a plane orthogonal to the direction of the lest principal stress, bringing about “premature” compressive failure. Supportive evidence is provided by the closeness of the true triaxial strength levels of unjacketed specimens to the corresponding points of dilatancy onset determined in jacketed rock.

[46] Estimation of the maximum horizontal in situ stress magnitudes in the amphibolite zone of the KTB main hole was conducted based on the hypothesis that the state of stress at the breakout-borehole intersection is in limit equilibrium with true triaxial strength criterion. The solution revealed that the maximum horizontal in situ stress is also the overall largest principal in situ stress, and that the relative stress magnitudes suggest a strike-slip stress regime, supporting previous finding by Brudy et al. [1997] , albeit with a reduced band of uncertainty.


Recognition and significance of c. 800 Ma upper amphibolite to granulite facies metamorphism in metasedimentary rocks from the NW margin of the Yangtze Block

The evolutionary history of the NW Yangtze Block is important in interpreting its location and relationship with the Rodinia supercontinent. Although a Neoproterozoic arc-related tectonothermal event is recognized in the Micangshan area of the NW Yangtze Block, its timing and P–T conditions are poorly constrained. We address this issue by focusing on the garnet–biotite gneiss that represents the main lithology of the Huodiya Group on the NW margin of the Yangtze Block. This gneiss is predominantly composed of garnet, biotite, feldspar and quartz. The peak mineral assemblage in the matrix consists of garnet + biotite + quartz + plagioclase + K-feldspar. The retrograde stage is characterized by embayed rims of the garnet and its associated biotite in the matrix. P–T conditions in the peak and retrograde stages are constrained to 7–8 kbar and c. 710°C and 5–6 kbar and 650–675°C, respectively, and suggest that 4–5 vol.% melt was produced during an upper amphibolite–granulite facies metamorphic event. The first report of monazite U–Pb dating in the Huodiya Group of the Micangshan area yielded a weighted mean 206 Pb/ 238 U age of 802 ± 5 Ma. The studied samples contained detrital igneous zircons with 206 Pb/ 238 U dates >800 Ma, whereas the metamorphic zircons yielded a weighted mean 206 Pb/ 238 U age of 797 ± 9 Ma. Based on the compressional tectonic environment and previous studies, we propose that the Yangtze Block was probably located on the periphery of the Rodinia supercontinent.