Бесплатный автореферат и диссертация по наукам о земле на тему
Холодниканский зеленокаменный пояс (Алданский щит): природа протолитов метаморфических пород и их петрогенезис
ВАК РФ 25.00.04, Петрология, вулканология
Автореферат диссертации по теме "Холодниканский зеленокаменный пояс (Алданский щит): природа протолитов метаморфических пород и их петрогенезис"
На правах рукописи
ЛАВРИК Сергей Николаевич
ХОЛОДНИКАНСКИЙ ЗЕЛЕНОКАМЕННЫЙ ПОЯС (АЛДАНСКИЙ ЩИТ): ПРИРОДА ПРОТОЛИТОВ МЕТАМОРФИЧЕСКИХ ПОРОД И ИХ ПЕТРОГЕНЕЗИС
Специальность 25.00.04 - петрология, вулканология
АВТОРЕФЕРАТ
диссертации на соискание учёной степени кандидата геолого-минералогических наук
ВЛАДИВОСТОК
2006
Работа выполнена в Дальневосточном геологическом институте Дальневосточного отделения Российской Академии Наук
Научные руководители:
доктор геолого — минералогических наук Олег Викторович Авченко доктор геолого — минералогических наук Михаил Афанасьевич Мишкин
Официальные оппоненты:
доктор геолого-минералогических наук, профессор Сергей Акимович Щека
(Дальневосточный геологический институт ДВО РАН, г. Владивосток) доктор геолого-минералогических наук Евгений Петрович Леликов
(Тихоокеанский океанологический институт ДВО РАН, г. Владивосток)
Ведущая организация:
Институт геохимии им. А.П. Виноградова СО РАН, г. Иркутск
Защита состоится «18» октября 2006г. в 10 час на заседании Диссертационного Совета Д-005.006.01 в Дальневосточном геологическом институте ДВО РАН по адресу:
690022, г.Владивосток, пр. 100-летия Владивостока, 159, Дальневосточный геологический институт.
Тел.: (4232) 318-750 Факс: (4232) 317-847 Email: fegi@online.marine.su
С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке ДВО РАН.
Автореферат разослан « » сентября 2006 г.
Ученый секретарь
Диссертационного Совета,
кандидат геолого-минералогических наук
Б.И. Семеняк
ОБЩАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА РАБОТЫ
Актуальность работы. Проблема происхождения и развития зеленокаменных поясов (ЗКП) докембрия в настоящее время является остро дискуссионной. Исследователями обсуждаются модели формирования ЗКП главным образом с позиций тектоники плит или концепции мантийных плюмов. В пределах Алданского щита выделены ЗКП двух возрастных групп — позднеархейские и раннепротерозойские (Котов, 2003). Их них наиболее изучены позднеархейские ЗКП западной части Алданского щита. Холодниканский зеленокаменный пояс (ХЗКП) в качестве самостоятельной структуры выделен сравнительно недавно (Московченко н др., 1984; Добрецов и др., 1986). Однако и до последнего времени существовали взгляды на то, что метаморфические породы холодниканского комплекса (ХК) являются диафторитами, развитыми по архейским гранулитовым породам Зверевского блока Алданского щита, что отражено на изданной в 1998 г. геологической карте Приамурья и сопредельных территорий масштаба 1:2500 ООО. Такое положение было обусловлено недостаточной петрографической, петрологической, геохимической и изотопно-геохронологической изученностью метаморфических пород ХК. Таким образом, задача установления геологической природы метаморфических пород ХК является весьма насущной для решения вопросов становления и эволюции континентальной коры Алданского щита.
Не менее важно изучение ЗКП Алданского щита в практическом отношении. Зеленокаменные комплексы являются источниками питания современных золотоносных россыпей и потенциально рудоносны на ряд металлов - Аи, И, ЬН, Со, Ът\, Си, перспективны в отношении алмазов (Гадиятов, Маринцев, Тыллар и др., 2003).
Цель исследования - установление геологической природы и возраста протолитов метаморфических пород ХК и построение петролого-геодинамической модели условий их формирования и эволюции. В ходе выполнения работы автором решались следующие задачи: 1- детальное литолого-петрографическое исследование пород метаморфического комплекса; 2- анализ распределения петрогенных и редких элементов в главных разновидностях метапород и в минералах; 3- установление природы протолитов метаморфического комплекса и их возраста; 4- установление генезиса исходных магматических пород комплекса на основе расчетных термодинамических и экспериментальных данных; 5- установление количественных термодинамических параметров и этапов метаморфизма пород зеленокаменного комплекса на основе парагенетического анализа и минеральной термобарометрии, выявление особенностей состава и природы метаморфогенного флюида путем
исследования фракционирования изотопов углерода и моделирования метаморфогенного минералообразования.
Объект исследования. Изученная территория расположена на юге Алданского щита, в пределах Зверевского блока. Основным объектом
Рис. 1. Тектоническая схема Алданского шита (по Красному, 1980, с изменениями).
I-отложения платформенного чехла; 2-Олекминская гранит-зеленокаменная область; 3-Становая складчатая область; 4- нижнспротсрозойские впадины; 5-7-Адданский шит. 5-Заладно-Алданская гранулнто-гнейсовая область, 6-Восточно-Алданская гранулито-гнейсовая область, 7-глубинные гранулитовые блоки южной окраины (I- Курультинский,
II- Зверевскнй, III- Сугамский); 8-зеленокаменные пояса (t- Олондинский, 2-Итчиляхский, 3- Эвонокитский, 4- Темулякитскнй, 5- Тунгурчннский, 6- Субганский, 7-Булгуняхтахский, 8- Балаганахский, 9- Холодниканский); 9-разрывные нарушения; 10-положенне района исследования.
петрологических исследований являются породы, слагающие ХЗКП (рис. 1). Они представлены полосой разобщенных тектонических блоков С-3 простирания. Далее к северо - западу продолжением пояса является чульманский супракрустальный комплекс (Другова, 1984). Фактический материал был собран автором в процессе полевых работ в бассейнах p.p. Иенгры и Холодникана. Изучено около 300 прозрачных и полированных шлифов, выполнено 160 силикатных анализов пород, около 60 определений редких и РЗЭ элементов, 5 — золота, около 40 микрозондовых анализов минералов, изучена изотопия Nd, Sr в 10-ти и С в 6-ти образцах.
Методы исследования. Электронно-зондовые исследования и определения петрогенных элементов, Cr, Ni и Аи в породах выполнены в ДВГИ ДВО РАН: петрогенные - классическим химическим методом, Cr, Ni
- атомно-абсорбционным и количественным спектральным методами, Ли -пробирным анализом. РЗЭ и редкие элементы определены в ГИН РАН методами неЙтронноЯ активации (РЗЭ) и флюоресцентного анализа (редкие литофильные). Изотопные исследования выполнены на масс-спектрометрах "Finnigan MAT': Nd и Sr - в ИГЕМ РАН, углерода - в аналитическом центре ДВГИ ДВО РАН. Физико-химическое моделирование проведено по программе "Селектор-С". Обработка и анализ данных - при помощи пакета програм "STATISTICAL Апробация работы. Результаты исследования изложены в 19 публикациях и представлены в отчетах 2-х проектов: РФФИ ("Геохимическая эволюция вулканизма Холодниканского зеленокаменного пояса") и интеграционного СО и ДВО РАН ("Физико-химическое моделирование флюидных и минеральных равновесий в метаморфических породах - как решение обратных задач выпуклого программирования"); докладывались на российских и международных научных форумах: VI Восточно-Сибирском петрографическом совещании на тему: "Магматические и метаморфические комплексы Восточной Сибири: проблемы петрогенезиса, корреляции» геологической картографии" (Иркутск, 1997); Первой международной научной конференции "Вулканизм и биосфера" (Туапсе,
1998); Второй Международной научной конференции студентов, аспирантов и молодых ученых им. академика М. А. Усова "Проблемы геологии и освоения недр" (Томск, 1998); научной конференции "Актуальные вопросы геологии и географии Сибири", посвященной 120-летию Томского государственного университета (Томск, , 1998); II Всероссийском металлогеннческом совещании: Металлогения, нефтегазоносность и геодинамика Северо-Азиаггского кратона и орогенных поясов его обрамления (Иркутск, 1998); IV Международной конференции "Новые данные в науках о Земле"(Москва,1999); XVIII Всероссийской молодежной конференции "Геология и геодинамика Евразии" (Иркутск,
1999); международном симпозиуме» посвященном 100-летию академика Д.С. Коржинского: Физико-химические проблемы эндогенных геологических процессов (Москва, 1999); XVI симпозиуме по геохимии изотопов имени академика А.П. Виноградова (Москва, 2001); международной научной конференции: Рифты литосферы. VIII Чтения А. Н. Заварицкого (Екатеринбург, 2002); Всероссийском совещании, посвященном 90-летию академика Н. А. Шило: Геодинамика, магматизм и минерагения континентальных окраин Севера Пацифики (Магадан, 2003); VI Международной конференции "Новые идеи в науках о Земле", секция геологическая (Москва, 2003); Water-Rock Interaction. Proceedings of the Eleventh International Symposium on Water-Rock Interaction WRI-11 (New York» USA, 2004); VII Международной конференции "Новые идеи в науках о Земле" (М., 2005); Научной конференции "Беломорский подвижный пояс
и его аналоги: геология, геохронология, геодинамика, минерагения" (Петрозаводск, 2005).
Научная новизна работы. Впервые установлено, что:
1- разрез ХК состоит из двух толщ, природа протолитов которых по петрохимическим и геохимическим признакам диагностируется как вулканогенная и вулканогенно-терригенная для нижней и верхней толщи, соответственно. Метавулканиты нижней толщи соответствуют коматиит-толеитовой (КТС) и пикритовой сериям,. метавулканиты верхней представлены основными, средними и кислыми составами известково-щелочной серии (ИЩС);
2- выявленные термодинамические параметры генерации исходных магм и геохимические (в т.ч. изотопные) особенности их составов указывают на мантийный (для коматиит-толеитовой и пикритовой серий) и коровый (для ИЩС) источник;
3- изохронный 8т-Ыс1 возраст протолитов соответствует 2,41 млрд. лет. Прогрессивный этап метаморфизма исходных пород ХЗКП был проявлен около 2 млрд. лет назад и характеризовался зональным характером в условиях эпидот-амфиболитовой фации, имел существенно водную флюидную специфику;
4- изотопная неоднородность углерода метаморфогенного флюида обусловлена различной природой протолитов, в которых формируется этот флюид.
Теоретическая значимость исследования. 1* впервые для Алдано-Станового региона изучено распределение изотопов углерода в метапородах и установлена изотопная неоднородность углерода метаморфогенного флюида, обусловленная различной природой протолитов, в которых формируется метаморфогенный флюид; 2- обоснована возможность использования нового модельного способа получения количественной информации о специфике флюида как эффективной альтернативы существующим экспериментальным и эмпирическим методам.
Практическая значимость исследования. 1- предложен и продемонстрирован методологический подход, наиболее эффективный для целей геологического картирования и типизации метаморфических образований, который заключается в применении совокупности петрографо-петрологических, аналитических, геохимических,
математических, экспериментальных методов исследования вещества и анализа данных в комплексе с численным моделированием минеральных равновесий;
2- установлены прямые признаки стратиформной золотоносности метавулканитов холодниканского комплекса.
СТРУКТУРА И СОДЕРЖАНИЕ РАБОТЫ
Диссертация представлена введением, пятью главами, библиографией, включающей 209 наименований отечественных и 87 зарубежных изданий и приложением. Изученный материал изложен на 268 страницах, содержит 54 иллюстрации и 30 таблиц.
Во введении характеризуется состояние исследуемой проблемы, обосновывается актуальность, представляется цель и формулируются задачи работы, показывается ее научная новизна и значимость, выводятся основные защищаемые положения.
Глава 1. Основные черты геологического строения Холодниканского зеленокаменного пояса. Рассмотрена история исследования района и основные черты геологического строения ХЗКГТ. В составе разреза ХК на основе литолого-петрографических критериев выделены две толщи, слагающие полого падающую моноклиналь юго-западного крыла антиклинальной складки.
Глава 2. Метаморфизм холодниканского комплекса. Изложены результаты исследования условий метаморфической эволюции протолитов, впервые полученные для данного региона. Выделены минералого-петрографические группы пород и количественно установлено соответствие их по условиям образования двум метаморфическим фациям; эпидот-амфиболитовой и зеленосланцевой. Кульминация прогрессивного метаморфизма пород ХК синхронна процессам диафтореза гранулитов фундамента и отвечает Р = 5 кбар и Т° = 550°С. Впервые изучено распределение изотопов углерода в метапородах. Обнаружена изотопная неоднородность углерода метаморфогенного флюида, обусловленная различной природой протолита, в котором формируется метаморфогенный флюид. Для количественной характеристики флюидной специфики метаморфизма применены подходы физико-химического моделирования. Установлен углекислотно-водный состав модельного (на буферной ассоциации магнетит-пирит-пирротин) флюида и высокая величина соотношения флюид/порода.
Глава 3. Геохимическая характеристика метавулканитов холодниканского комплекса. Приведена детальная характеристика распределения главных, редких и рассеянных элементов в метапородах и их петролого-генетическая интерпретация. Структура корреляционных связей и особенности химического состава пород позволили в разрезе ХК выделить генетические типы протолитов вулканогенной и терригеной природы. Составы исходных метавулканитов соответстуют КТС, пикритовой и ИЩС петрохимическим сериям. В исходном разрезе ХК выделены две толщи: нижняя - вулканогенная, сложенная вулканитами КТС и пикритовой серии, и верхняя - вулканогенно-терригенная, образованная переслаиванием терригенных пород и метавулканитов ИЩС.
Метатерригенные породы представлены граувакковыми песчаниками и пелитами. Установлена аналогия ХЗКП с зеленокаменным поясом Абитиби по характеру и типу базальных частей и положению ортопротолитов в разрезе супракрустальных толщ. Выявлено сходство химизма изученных мегавулканитов КТС с продуктами магматизма умеренно деплетированной мантии, о чем свидетельствуют положительные значения е^, для метакоматиитов установлены уровни содержаний и корреляционные зависимости породообразующих и рассеяных элементов. Метакоматииты соответствуют йилгарнскому А1-недеплстированному типу коматиитов древних зеленокаменных поясов* толеитовые метабазальты - архейским толеитам типа ТН-2 древних зеленокаменных поясов (Конди, 1983). Метавулканиты И1ДС среднего состава сходны с группой II древних андезитов, кислого - с метадацитами и метариодацитами группы И-Н (Конди, 1983). Установленный нами папеопротерозойский возраст ортопротолитов ХК (2,41 млрд. лет, Бт-Ш метод) отражает время завершения событий плюмового магматизма в пределах Южно-Алданской области.
Глава 4. Петрогенезис исходных вулканитов холодниканского комплекса. Установленные составы исходных магматических расплавов мегавулканитов ХК указывают на участие мантийного и корового вещества, в процессе магмогенерации. Полученные параметры выплавления магм по давлению и температуре в совокупности с геологическими, геохимическими н данными экспериментов находят полное объяснение в рамках модели декомпрессионного плавления мантийного плюма - формирование расплавов, исходных для мегавулканитов КТС и пикритовой серии и в последующем взаимодействии его продуктов и тепловой энергии с коровыми образованиями - формирование магматических пород ИЩС. Глава 5. Модель формирования и эволюции пород холодниканского комплекса. Приведена петролого-геодинамическая модель формирования пород ХЗКП. В результате излияний исходных расплавов преимущественно коматнит-толеитовой и пикритовой ассоциаций была сформирована нижняя исходная вулканогенная толща ХК. Преобладание вулканизма известково-щелочного типа по мере остывания мантийного плюма и усиление процессов осадкообразования сенхронны образованию протолитов верхней толщи ХК. Геодинамическая обстановка формирования супракрустального комплекса соответствовала модели континентального рифтогенеза в условиях поднимающегося мантийного плюма. Тектонические особенности и геодинамическое состояние основания Холодниканской структуры характеризуются наличием мощного сиалического фундамента, а метаморфизм связан с активизацией мантийно - коровых процессов в условиях коллизионных обстановок.
В заключении сформулированы основные результаты работы, сделаны выводы об эффективности применяемых методов. В приложении приведены химические составы изученных пород ХК. Благодарности. Автор выражает глубокую признательность научным руководителям: д.г.-м. н. О.В. Авченко и д.г.-м.н. М.А, Мишкину и искренне им благодарен. Автор признателен также д.г.-м.н. В.Т.Казаченко и к.г.-м.н. P.A. Октябрьскому - за помощь и консультации по вопросам микроанализа минералов и интерпретации результатов; академику Ханчуку А.И., члену-корр. В.Г. Сахно, д.г.-м.н. Г.А. Валуй, д.г.-м.н. Тарарину, д.г.-м.н. А.Н. Ленникову, д.г.-м.н. В.Г. Хомичу, д,г.-м.н. С.С. Зимину, к.г.-м.н. З.Г. Бадрединову, к.г.-м.н. A.A. Стрижковой, к.г.-м.н. В.Ф. Полину, к.г.-м.н. H.A. Чепкой и многим другим сотрудникам ДВГИ за полезные дискуссии по проблемам работы, поддержку и помощь.
ПЕРВОЕ ЗАЩИЩАЕМОЕ ПОЛОЖЕНИЕ Установлено, что холодннканский зелеиокаменный супракрустальный метаморфический комплекс представлен двумя исходными стратифицированными толщами: нижней - вулканогенной и верхней -вулканогенно - терригенной. Вулканогенные протолиты комплекса соответствуют трем петрохимическим сериям: коматиит-толеитовой (коматннт-базальтовая ассоциация)* пикритовой (базальты) и известково-щелочной (андезит-дацит-риолитовая ассоциация). Терригеиные протолиты представлены граувакковымн песчаниками и пелитами. Возраст магматических протолитов холодниканского комплекса 2,41 млрд. лет (палеопротерозой). Состав вулканогенных протолитов и их положение в разрезе позволяет сопоставлять Холодннканский зелеиокаменный пояс с мультнмодальным типом Абитиби.
Установлено, что породы комплекса образуют падающую на юго-запад под углами около 30° моноклинальную толщу. Разрез ХК представлен в следующем виде (снизу вверх) - нижняя толща: переслаивание амфиболитов и эпидот-слюдистых кристаллосланцев, видимая мощность -около 700 метров; верхняя толща: 1- эпидот-мусковитовые кварцито-сланцы (300 м), 2- переслаивание эпидот-слюдистых и амфиболовых сланцев (1000 м), видимая мощность - около 1300 метров. Граница между толщами установлена по появлению прослоев кварцитосланцев и исчезновению амфиболитов в разрезе комплекса. Петрохимия метапород и их исходная природа.
В основу диагностики протолитов положен принцип изохимичности процессов метаморфизма. Для выяснения природы протолитов пород среднего и кислого составов использованы методы: А- факторного и кластерного анализа данных и Б- классической петрохимии. Эффективность математических методов обоснована принципиально
различным поведением одноименных элементов в магматических и терригенных процессах (Кокс и др., 1982; Эволюция изверженных пород, 1983; Маракушев, 1988; Гаррелс, Крайст, 1968; Гинзбург, 1963; Ронов и др., 1990; Страхов, 1962 и др.). Автором установлено, что структура корреляционных связей, описываемая фактором F2, характеризует терригенные продукты начальной стадии процессов механической и химической дифференциации (Шутов, 1975; Интерпретация геохимических данных, 2001; Торопов и др., 1972; Голынко и др, 1983; Rollinson, 1995 и др.). На диаграммах главных фа!сгоров FI, F2 и дендрограммах изученные породы средне-кислого состава разделены на две группы: парам етаморфиты и ортометаморфиты. Использованы два метода разделения пара- и ортометаморфитов на основе петрохимических особенностей пород. Первый метод основан на применении диаграммы в координатах Si' - AI/Fe (Dennen, Moore, 1971). Второй метод (Shaw, 1972) -на дискриминантной функции, вычисляемой по формуле: DF - 10.44-0,21SiOrO,32Fe203(o6ui)- 0,98MgO+0,55CaO+J,46Na20+0,54K20. На основании изложенного выделены протсшиты вулканогенной и терригенной природы. Среди исходных осадков установлены субграувакки, граувакковые песчаники и пелиты.
Метавулкаииты на диаграмме Si02 — (Na20+K20) располагаются в полях ультраосновных (Si02 < 44%), основных (44% < Si02 < 53%), средних (53% < Si02 < 64%) и кислых (64%< SÍ02) составов нормальной щелочности. На диаграммах AFM (Irvin, Baragar, 1971) и AI-(Fe+Ti)-Mg (Jensen, Руке, 1982) изученные составы образуют два тренда: известково-щелочной и толеит-коматиитовый (рис. 2). Базит-ультрабазитовые составы на диаграмме ТЮ2-Fe/(Fe+Mg) химической эволюции магм (Щека, Вржосек, 1983) располагаются согласно толеитовому тренду. Высокомагнезиальные разности на диаграммах Н.Л. Добрецова (1986), В.С Куликова и В.В Куликовой (2000) приурочены к полям коматиитовой и пикритовой серий. На основании изложенного среди исходных вулканитов выделены три петрохимические серии: коматиит-толситовая, пикритовая и известково-щслочная.
Протолиты КТС. К коматиитам отнесены улырабазиты, отвечающие условиям (Классификация магматических пород..., 1997): SÍ02 < 53%, (Na20+Kj0) < 1%, и MgO > 18%, ТЮ2 < 1% и занимающие одноименные поля на диаграммах (Jensen, Руке, 1982; Добрецов, 1986; Куликов, Куликова, 2000).
К коматиитовым базальтам отнесены составы с MgO < 18%. К толеитовым базальтам отнесены составы с MgO < 9 мас.%. Эти составы занимают соответствующие поля на диаграммах (Jensen, Руке, 1982; Куликов, Куликова, 2000). Коматииты, коматиитовые и толеитовые
базальты в разрезе комплекса соответствуют амфиболитам и основным кристаллосланцам нижней толщи.
Протолиты пнкритовой серии выделены на основе характерного признака - низких величин (< 10) отношений А12Оз/ТЮ2 в изученных породах. Составы метавулканитов, согласно диаграмме (Куликов, Куликова, 2000), соответствуют базальтам и пикритобазальтам. Протолиты ИЩС, согласно диаграммам (Jensen, Руке, 1982) и Stö2 -(K20+Na20), представлены составами, которые соответствуют базальтам, андезитам, дацитам и риолнтам (рис. 2). В разрезе комплекса
Рис. 2. Классификационная диаграмма AI-(Fe+Ti)-Mg (Jensen, Руке, 1982 ). Римскими цифрами обозначены поля: I - коматнитов, II -комаггиитовых базальтов, III — вулканитов толентовой и IV -известково-щелочной серий. Буквами обозначены поля: P -риолитов, Д - дацитов, А -андезитов, Б - базальтов: Fe-Б-высокожелезнстых и Mg-Б -высокомагнезиальных. Составы пород: 1 - кислый; 2 - средний; 3 -основной; 4 - ультраосновной. Мд эти породы соответствуют эпидот-слюдистым, эпидот-амфиболовым кристаллосланцам и слюдистым кварцитам. Структурно-петрологическая типизация ХЗКП. По особенностям строения разрезов древних ЗКП А.Б, Вревским (1986) выделены 4 типа поясов (рис. 3). Характерные признаки их следующие: А) Барбертонский (бимодальный): вулканизм - инициальный коматиит-толеитовый, завершающий - известково-щелочной бимодальный; Б) Белингве: в базапьном залегании - терригенные породы, выше - вулканиты КТС и ИЩС; В) Хаутаваарский: вулканизм инициальный - известково-щелочной, завершающий - коматиит-толеитовый; Г) Абитиби (мультимодальный тип): вулканизм непрерывный от КТС к ИЩС (мультимодальный). Приведенные материалы показывают, что в ХК выявлен непрерывный переход от вулканизма коматиит-толеитового к известково-щелочному мультимодальному. Таким образом, мы сопоставляем изученный разрез с протолитами, объединяемыми мультимодальным типом зеленокаменных поясов Абитиби.
Sm-Nd изотопная систематика метавулканитов. Для метавулканитов известково-щелочной серии построена изохрона, соответствующая радиологическому возрасту 2,41±0,08 млрд. лет.
.i i . i v v vt vf. . vm a. ,x ja xi
2g£¡ J¡§| 4§Ц
Рис. 3. Относительная распространенность н положение вулканитов в разрезах докембрийскнх зеленокаменных поясов (по Вревскому А.Б., 1986, с дополнениями). Буквами в кружках обозначены типы зеленокаменных поясов: а - Барбеитонский, б -Бслингвс, в - Хаутаваарскнй, г - Абитибн; арабская цифра над колонками соответствует зеленокаменному поясу; 1 - Йелоунайф, 2 - Берч, 3 - Ухи, 4 - Абитибн, S - Каш идо, 6 -Вабигун, 7 -Бслингвс, 8 - Булавайо-Мулландс, 9 - Форт Виктория, 10 - Шабани, 11-Мурчисон, 12 - Барбертон, 13 - Бандас, 14 - Ньянза, 15 - Камбуи, 16 - Калгурли-Норссман, 17 - Марда, 18 - Вар-равуна, 19 - Полмос-Порос, 20 - Кухмо, 21 - Хаутаваара, 22 -Койкары, 23 - Остер, 24 - Койкары, 25 - Пал ал Ламба, 26 -Холодниканский (по данным настоящего исследования); арабскими цифрами слева от залитого квадрата обозначены составы вулканитов: ультраосновной (1), базитовый, в том числе, высокомагнезиальный (2), средний (3) н кислый (4); римские цифры указывают принадлежность к щитам: I-I1 -Канадскому (I - провинция Слейв, II - провинция Сьюпириор), III - Родезийскому, IV -Каапвальскому, V - Центрально-Африканскому, VI- Танганьикскому, VII - Леоно* Либерийскому, VIII -Йилгарнскому, IX • Пилбара, Х- XI - Балтийскому (X - Кольский блок, XI * Карельский блок), XII - Алданскому.
ВТОРОЕ ЗАЩИЩАЕМОЕ ПОЛОЖЕНИЕ Исходные вулканиты холодниканского комплекса формировались в две стадии. В первую стадию происходило образование вулканитов коматнит-базальтовой и пнкрнт-базальтовой ассоциаций в результате декомпрессионного частичного плавления вещества поднимающегося мантийного плюма и дифференциации этих расплавов в
промежуточных камерах. Со второй стадией связано образование вулканитов андезит-дацитовой ассоциации путем частичного плавления пород фундамента южной части Алданского щита за счет тепла поднимающегося плюма.
La Се
SJTI EU
о 3-1 -ej дЗ-2-л ;
-J...I. , ..l" Yb Lu
00
Особенности химических составов изученных пород. Коматинт-толеитовая петрохимическая серия.
Метакоматииты. Содержания MgO изменяются в диапазоне 19 - 26 %. Значимые обратные корреляции с MgO проявлены для Si02 и СаО, менее значимые - для P2Os и FeO. Установлена прямая корреляция с MgO Cr и Ni. Положительные величины е<т) ( 0,7 - 2) указывают на происхождение коматиитов из умеренно деплетированной мантии. Магматический источник был обогащен ^ w титаном и цирконием. Это следует из того, что отношения некогерентных элементов (Ti/Zr (104 -139), Ti/Y (243 - 532), Zr/Nb (7,7 - 23), Zr/Y (1,79 - 3,8)) в изученных породах превышают хондритовые значения. Величины —г
отношений Са0/А1203 (§/ (-0,9) и Alj0î/Ti02 (-23,4) позволяют отнести
изученные составы к Al-недеплетированному типу (Arndt, Lesher, 1992) и сближают их с о
йилгарнским типом
коматиитов (Конди, 1933).
(?)
Рис. 4. Спектры ч—'
распределения РЗЭ в метавулканитах коматиит-толеитовой серии холодниканского комплекса. Метакоматииты (а),
комэтиитовые метабазальты (б), толситовые метабаз альты (в). " * Пунктиром показано поле древних толеитов ТН 2 (Condie, 1976).
Для спектров распределения РЗЭ характерно слабое обогащение ЛРЗЭ ((LaArb)N=1.84) и умеренная отрицательная аномалия Eu/Eu* (0.52 - 0.82) (рис. 4.а).
I
g юн
La Ce Nd
Г"~1 "
Sm Eu
Tb
Р .p. t
.- 1 № Lu
100
|50
S
l
10
Srn Fit
Vh /I»
Коматинтовые метабазальты. Содержание MgO изменяется в узких пределах (12-13 мас.%) и заметно понижено по сравнению с коматиитами. Обратные зависимости относительно содержаний MgO проявлены для FeO, КгО и ТЮ2. Отношения CaO/AI2Oj (0,54 - 1,035) , Ca0/Ti02 (6,97 - 12,48), Al20j/Ti02 (8,07 - 19,84) - значительно меньше хондритовых. Породы обогащены ТЮ2 по отношению к А1203, СаО и Y и цирконием относительно Nb и Y. Спектры распределения РЗЭ представлены двумя типами (рис. 4.6). Первый близок к хондритовому ((La/Yb)N = 1.08), второй - в значительной степени обогащен ЛРЗЭ ((La/Yb>M = 7). Заметна европиевая аномалия и фракционирование тяжелых РЗЭ, выраженное в обогащенности лютецием отностительно иттербия.
Толентовые метабазальты. Содержания MgO в породах варьируют в пределах 3 - 9 %. Из рассмотренных химических составов базитов и ультрабазитов толеитовые метабазальты наиболее обогащены Si02, A12Oj и СаО. По содержаниям железа и щелочей они не отличаются от комаггиитовых метабаз альтов. По сравнению с хондритом обогащены Ti02 относительно А1203, СаО и Y (А120/П02 = 7,41-21,2, CaO/TiOj = 4,9 -22,8, TiA" = 171 - 496), и Zr относительно Nb и Y (Zr/Nb=6,l- 30,5, Zr/Y=l,95 -6,25). С MgO прямо коррелируют Сг и Ni. Спектры распределения РЗЭ (рис. 4.в) показывают 70 - 100 кратное обогащение легкими элементами относительно хондрита и невысокую степень фракционирования ((ЬаЛЪ)м=3,21). Явно выражена отрицательная аномалия Eu (Eu/Eu*=0.56). Характер распределения РЗЭ соответствует архейским тол ситам типа ТН-2 (Ковди., 1983).
Пикритовая петрохимическая серия.
Пккрнтовые метабазальты. Распределение элементов в породах, в общем, аналогично распределению в толентах. Отличие выражено в обогащенности Ti02.
Известково-щелочная петрохимическая серия.
Базальты. Содержания MgO в базальтах варьируют от 3,8 - 5,8 мас.%. Корреляции с MgO: положительные - для ТЮ2, FeO, СаО, отрицательные -для Si02, A1203í Na20, К20, Р20}. Содержания Ti и Zr в известково-щелочных базальтах более высокие по сравнению с толеитовыми базальтами. Относительно уровня хондрита содержания ЛРЗЭ повышены (рис. 5.а) в 30- 80 раз, тяжелых - в 15-25 раз. Степень фракционирования РЗЭ незначительная ((La/Yb)N от 3 до 5). Ей демонстрирует как отсутствие, так и отчетливо проявленную отрицательную аномалию. Установлено сходство изученных пород с древними толеитами группы ТН-2 (Конди, 1983).
Метавулканиты среднего состава. В андезибазальтах установлены корреляции литофильных элементов с кремнекислотностью: прямая - для Zr и Rb, и обратная - для Sr, Ва, Nb, Y. По отношению к хондриту
изученные породы (рис. 5.6) обогащены ЛРЗЭ в 70 - 250 раз, тяжелыми РЗЭ - 4-х - 13-ти кратно. Степень фракционирования (Ьа/УЬ^) варьирует в диапазоне от 7 до 55. Изученные составы сходны с древними андезитами 100
Рис.5. Спектры распределения РЗЭ в
метавулканк-тах ИЩС холодннканско го комплекса и расчетных модельных составах предполагаемых первичных выплавок,
1- базальт,
2- андезит,
3- риодацнг,
составы метавулканитов: основной (а), средний (б), кислый (в);
4-поля спектров редкоземельных элементов в
изученных метавулканитах; 5-состав расчетных модельных выплавок.
¿а Се ЛИ Ят Ей 7Ь
о1 Л 2 +3 "\5
УЬ ш
группы «II» (Конди, 1983) и отвечают полям современных высококалиевых андезитов континентальных окраин (Конди, 1983). Метавулканиты кислого состава. В ряду дацит - риодацит — риолит
2000
проявлено снижение содержаний А203, ТЮ2, Fe203, CaO и увеличение Na20. Содержания рассеянных элементов от дацитов к риолитам также снижаются. Спектры распределения РЗЭ показывают значительную степень обогащения относительно хондрита (рис. 5.в): для легких (La/Yt^) 70 - 230-кратные, средних (Sm/NdN) - 10 - 30-кратные и тяжелых (Lu/YbN) -2,5 - 5,5-кратные. Степень фракционирования РЗЭ значительная; (La/Yb>M = 25 - 50. Eu проявляет как положительные ((Eu/Eu*)N=l ,6), так и отрицательные ((Eu/Eu*)N=0.6) аномалии. Характеристики изученных пород близки древним риодацитам группы F-II (Condie, 1983). Таким образом установлено, что породы коматиит-толеитовой и пикритовой серий сходны с продуктами умеренно деплетированной мантии, а породы ИЩС имеют характеристики коровой природы. Модели генезиса расплавов ортопротолитов. Коматиит-толеитовая и пикритовая серии.
Генезис вулканитов рассмотрен в рамках наиболее популярной модели декомпрессионного плавления мантийного вещества (Bickle et al, 1977; Jaques, Green, 1980; Ohtani E. et al, 1989; Jarvis, Compbell, 1983; Arndt, 1986;
r*c ____
- Рис. 6, Фазовые
взаимоотношения при плавлении мантийного лерцолита в
координатах температура плавления- давление (по Рябчикову,
Богатнкову, 1984).
1- положение образцов коматинтов холодниканского комплекса.
2- положение образцов пикритов; пунктирные линии - изоплеты MgO в
woo __I Расплавах-
40 so
P^/cffap
Гирнис. и др., 1987; Green, 1975, Магматические горные.., 1988). Коматииты. На диаграммамах (Рябчиков, Богатиков,1984) диапазоны содержаний MgO в коматиитах (19 — 25 %) и величины магнезиальности (около 0,8) позволяют установить приблизительные Р (22 - 25 кбар) и Т (1410 - 1460°С) формирования их расплавов при степени плавления магматического источника около 40 % (рис. 6).
Пикрнты. Содержания MgO (19 - 20 %) в пикритах (Пухтель, Журавлев, 1992) и величины магнезиальности (0,73) на диаграммах (Рябчиков,
1SOO
♦ Ьг
Богатиков,1984) определяют давление 40 кбар и температуру 1550°С формирования их расплавов при степени плавления магматического источника примерно 7 %. Выплавление пикритов (рис. 6) происходило при больших давлениях и температурах по сравнению с коматиитовымн расплавами, но при меньших степенях частичного плавления мантийного материала (а = 7% (Mg# = 0,73)), сравнительно со степенью выплавления комаггиитовых расплавов (а = 40 % (Mg# = 0,8)). Коматиитовые и пикритовые базальты по химизму отвечают магмам, образованным при дифференциации комаггиитовых и пикритовых расплавов в промежуточных магматических камерах. Толеитовые базальты. Химизм изученных составов (корреляции MgO с Сг и Ni и обогащение ЛРЗЭ) согласуется с моделью фракционирования исходных магм с содержанием около 10 % MgO по феннеровской схеме в малоглубинных условиях (-0,3 ГПа). Известково-щелочная серия.
Базальты и андезиты, согласно принятой модели выплавлялись из базнтового источника. Для первых это могли быть метабазиты, сходные по составу с толеитами Олондинского зеленокаменного пояса (Пухтель, Журавлев, 1993), для вторых - метабазиты, сходные с основными кристаллосланцами позднеархейского Сутамского блока Алданского щита (Вовна, 2003), отвечающие исходным известково-щелочным базальтам. Эти данные и содержания РЗЭ в изученных образцах позволяют рассчитать состав модельного расплава базальта и андезита по формуле (Shaw, 1970): С/С. = 1/[F + Kd(1-F)J, где: С, и С, - концентрации элемента, соответственно, в расплаве и источнике магмообразования; F - степень плавления пород источника, KD - коэффициент распределения элементов между расплавом и минеральной фазой. Условия плавления базнтового основания коры мощностью около 30 км по давлению не превышают 10 кбар. Наши расчеты и эксперименты по плавлению амфиболитов (Вольф, Уайли, 1993) позволяют принять минимальные условия формирования изученных базальтов: Р = 10 кбар и Т = 1000 С Степень плавления базальта - 46 %, состав рестита (объемные %): гиперстен - 2, клинопироксен - 44, плагиоклаз - 8. Соответствие редкоземельного спектра модельного расплава и изученных известково-щелочных базальтов (рис. 5 .а) подтверждает результаты наших расчетов. Андезиты, согласно расчетам, могли быть получены в результате 27 %-го плавления базнтового источника при Т = 960°С, Р = 10 кбар. Состав равновесного с расплавом рестита (объемные %): гранат - 25, гиперстен -2, роговая обманка - б, клинопироксен - 36, плагиоклаз - 4. Результаты расчетов подтверждены соответствием редкоземельного спектра модельного расплава и изученных андезитов (рис, 5.6). Риодациты обогащены легкими РЗЭ и идентичны риодацитам типа FII
древних ЗКП. Для подобных составов модельные расчеты указывают на источники сиалического типа (метаграувакки). В фундаменте ХЗКП такие породы известны. Результаты экспериментов по плавлению (Stevens et al, 1997) и наших расчетов для метаграувакк позволяют полагать, что выплавление изученных риодацитов происходило примерно при Т = 880°С и Р = 5 кбар. Объем расплава - 54 %, состав рестита (объемные %): гранат -8, ортопироксен - 16, калиевый полевой шпат - 22. Топология редкоземельных спектров изученных риодацитов и модельных расплавов (рис. 5.в) подтверждает результаты наших расчетов. Установленные параметры формирования исходных метавулканитов ХК соответствуют модели декомпрессионного плавления мантийного вещества в условиях континентальной коры повышенной мощности и в последующем взаимодействии его продуктов и тепловой энергии с коровыми образованиями.
ТРЕТЬЕ ЗАЩИЩАЕМОЕ ПОЛОЖЕНИЕ Протолиты, слагающие стратиграфический разрез холодниканского метаморфического комплекса, прогрессивно мстаморфизованы в условиях эпидот-амфиболитовой фации и локально претерпели зеленосланцевый диафторез. Прогрессивный этап метаморфизма носил ареально-зоиальный характер. Р-Т параметры кульминации метаморфизма отвечали Р=5 кб и Т=550°С. Метаморфогенный флюид характеризовался существенно водной спецификой. Установлено, что фракционирование изотопов углерода метаморфогенного флюида обусловлено различной природой протолитов, в которых этот флюид формируется.
Границы и принципы выделения зеленосланцевой и эпидот-амфиболитовой фаций рассмотрены с целью качественной оценки условий метаморфизма пород. Низкотемпературная граница зеленосланцевой фации по (Кориковский, 1979) довольно неопределенна, а высокотемпературная определяется появлением ставролита в интервале 420 - 430°С. Положение ставролитовой и биотит-мусковит-гнейсовой фаций сопоставляется с положением эпидот-амфиболитовой фации (Добрецов и др., 1972). Температура перехода последней в амфиболитовую по (Добрецов и др., 1972) отвечает диапазону 610 - 620°С и совпадает с высокотемпературной границей биотит-мусковит-гнейсовой фации. На диаграмме A.A. Маракушева (1986) породы ХК занимают поля в диапазоне температур 300 - 500°С. Как видно, оценки температур зеленосланцевой и эпидот-амфиболитовой фаций по С.П. Кориковскому и A.A. Маракушеву близки. В изученных ассоциациях гранат отсутствует, что указывает на давление при метаморфизме не выше 5-6 кб. Влияние углекислоты на устойчивость минеральных ассоциаций метабазитов рассмотрено в
экспериментах (Плюснина, 1983). Показано, что рост концентрации С02 во флюиде сокращает поле пренит-пумпеллинтовой фации, которая замещается кальцит-хлоритовыми и эпидот- актинолитовыми сланцами. Нижняя граница зеленосланцевой фации при отсутствии пренит-пумпеллиитовых парагенезисов соответствует нижней изограде эпндота — 340°С, а верхняя - определяется актинолит- роговообманковым переходом при температуре - 450°С. Кальцит, согласно Л,П. Плюсннной (1983), в парагенезисах с эпидотом появляется при низкой концентрации С02 во флюиде - не более 0.05 при температуре 340°С. С ростом температуры концентрация С02 для кальцит-содержащих ассоциаций еще более снижается. Эта закономерность и то, что кальцит в ассоциациях ХК встречается ограниченно, указывает на практически водные флюидные условия образования метабазитов изученного комплекса. Таким образом, парагенетическнм анализом установлено, что метаморфизм изученных пород происходил в интервале температур 300-600°С при давлении не более 5-6 кбар при участии водного флюида.
Количественная оценка условий метаморфизма. Надежные минералогические термобарометры в породах ХК отсутствуют. Кроме того, отчетливо выраженная неравновесность минеральных ассоциаций — присутствие в одном образце (шлифе) ранних (магматических) и поздних (метаморфогенных) генераций амфиболов и плагиоклазов затрудняют применение амфибол-плагиоклазовых термобарометров (Плюснина, 1983) и барометров (Ферштаггер, 1990; Ферштагер и др., 2002). В работе использовался амфиболовый термобарометр (Мишкин, 1990). На диаграмме зависимости состава от РТ-условий формирования амфиболов выделены три генерации амфиболов (Амф). Амф-1 по условиям (Т от 490 до 520°С и Р = 3,5 - 5,5 кбар) соответствуют прогрессивному метаморфизму эпидот-амфиболитовой фации. Это - мелкие, длиннопризматнческие кристаллы слабо окрашенных роговых обманок. Амф-Н (Т от 320 до 360°С и Р менее I кбар) соответствуют условиям зеленосланцевой фации. Представлены они шестоваггыми и сноповидными агрегатами амфиболов актинолитового ряда. Амф-Ш, представленные крупно-таблитчатыми порфиробластами буровато-зеленого цвета, являются, видимо, реликтами магматических амфиболов. Этому не противоречат условия их образования: Т = 850°С, Р = 2.5 кбар. Гранулиты архейского фундамента ХЗКП регрессивно метаморфизованы в условиях 5 кбар 550°С (Розен, 2002). Таким образом, для пород комплекса установлен прогрессивный зональный метаморфизм с кульминацией 5 кб и 550°С. Поздний зеленосланцевый диафторез проявлен локально - как в ХК, так и в породах фундамента. Он обусловлен тектоно-магматической активизацией на юге Алданского щита в конце мезозоя (Сальникова, 2001). Флюидный режим метаморфизма. Известно, что ассоциация магнетит-
пирит-пирротин при данных Р-Т буферирует активности и кислорода, и серы (Бартон, 1960; Barton, Skinner, 1978; Холланд, 1968; Маракушев, 1965) и дает возможность оценить их величину. Такая ассоциация в изученных породах была выявлена. Принадлежность рудных минералов к метаморфическому парагенезису установлена исходя из параметров их образования. Температуры образования пиритов получены в результате исследования проявлений изоморфизма Fe, Со, Ni в группе бравоита. Результаты экспериментальных и эмпирических работ (Hagemann, 1941; Klemm, 1962;Куллеруд, 1966; Vaugham, 1969; Kalb, 1952; Springer et al„ 1964; Bartolome et al., 1971; Рудашевский, Сидоров, 1971, 1972; Мозгова, 1975 и др.) и выявленные составы изученных пиритов, позволяют принять температуры образования их не выше 620°С, что указывает на их немагматическое происхождение. Температуры образования пирротинов определены при помощи диаграммы фазовых соотношений (Бартон, Тулмин, 1968) и результатов экспериментов (Широносова, Колонии, 1979) в системе Fe-S-Cu. Характер выделения зерен пирротинов (внутри пиритов) позволяет рассматривать их состояние близким к сольвусному, а
Таблица 1
Вариации состава флюида в буферной ассоциации
магнетит-пирротин-пирит, при Т-550"С, Р=5000 бар
Компоненты Igfi PK«4>> вес. */• Igfi Pi (»«P> вес. */o
Решение 1 t 1 2 2 2
1 2 3 4 5 6 7
Н, 0.209 0.515 0.0012 0.137 0.436 0.0008
HiO 3.402 4989 99.61 3.330 4227.5 69.20
HjS 1.681 10.35 0.391 1.609 8.776 0.272
О, -19.31 - - -19.31 - -
SO, -1.794 0.0023 0.002 -1.794 0.0023 0.0001
S, -3.224 -3.224 - - ■
SOj -11.31 -11.31 - -
CO - -0.095 0 114 0.0029
COS - -0.109 0.055 0.0030
COi - 3.641 763.1 30.51
CS, - -4.505 - -
CH« - - -1.916 0.0016 -
Примечание: Igfi - логарифм фугитивиосги, Pi<e*p) - парциальное давление, вес. % -весовой процент в буферной ассоциации магнетит-пирротин-пирит, при Т~550°С, р=5000 бар; 1-решение при условии чисто водного флюнаа в первом резервуаре; 2-решение при условии водно-углекислого флюида в первом резервуаре.
установленные содержания Fe дают температуры образования в интервале 250 - 550°С при величине фугитивности серы (log fS2) от -14 до -3,1. Температуры образования пирротина и пирита, исходя из величины распределения в них кобальта (Безмен, 1975), отвечают диапазону 350 —
600°С. Добавление магнетита (Геншафт, 1998) к пирит-пирротиновому парагенезису дает возможность оценить 1о§П>2 на диаграмме фаз в системе Ре-Б-О-Си (Бартон, 1968, 1970) в диапазоне от -8,5 до -3. Изложенное позволяет рассматривать происхождение исследуемого парагенезиса Рс304-РеЗг-РеБ как метаморфогенное. Режимы кислорода (1о0ГО2) и серы при его образовании предварительно оценены в интервалах логарифмов, соответственно:-17--21 и >8,5 - - 3.
Состав флюида при образовании парагенезиса магнетит-пирит-пирротин был изучен методом моделирования. Суть модели в следующем. В первый условный резервуар помещался флюид, а во второй - определенное количество магнетита, пирита и пирротина. Флюид из первого резервуара поступал во второй, где формировался равновесный флюид при условии сохранения тройной ассоциации магнетит, пирит, пирротин. На первом
Таблица 2
Состав флюида (логарифм фуппивности, парциальное давление и весовой
-г гт.. т>(«л0л 1>_<плл е..
Компоненты Igfi Вес. *А> Igfi вес. %
Решение 1 1 1 2 2 2
1 2 3 4 5 6 7
m 0.168 0.468 0.0009 0.168 0.468 0.0009
Н20 3.361 4534 80.03 3.361 4534 80.03
H2S 1.639 9.413 0.314 1.639 9.413 0.314
02 -19.31 * - -19.31 - -
S02 -1.794 0.0023 0.0001 -1.794 0.0023 0.0001
S2 -3.224 - - -3.224 - *
S03 -11.31 - - -11.31 - -
со -0.319 0.0681 0.0019 -0.319 0.0681 0.0019
COS -0.333 0.033 0.0020 -0.333 0.033 0.0020
С02 3.418 455.85 19.65 3.418 455.85 19.65
CS2 -4.729 - - -4.729 - -
СН4 -2.08 0.00 п - -2.08 0.0011 *
Примечание: - логарифм фугитивности, Р| - парциальное давление, вес. */• -весовой процент в буферной ассоциации магнетит-пирротин-пирит, при Т=550°С, Р=5000 бар; 1- решение при весовом отношении флюид / ассоциация (1/800); 2- решение при отношении флюид /ассоциация (1/3).
Таблица 3
Изменение количества пирита, магнетита и пирротина в тройной ассоциации с
изменением количества флюида, поступающего в породу
Кошкою фгмкда (пямш) Когичество гертга (грвмиь^ Кпнкпо nfpmni^pMM^ Кинипоминтпя^рми)
1 2 3 4
1.2 478 89 230
126 378 235 167
250 277 381 103
375 177 528 39
этапе моделирования было установлено (таб. 1), что эта ассоциация существует при широких вариациях состава флюида в отношении Н20 и С02, но при фиксированных фугитивностях 02, S02, S2 и SOa. Известно, что метаморфизм пород совершается при участии флюида, образованного на графитовом буфере (Авченко, Чудненко, 2005). На втором этапе это условие было введено для первого резервуара. Флюид оказывается фиксированным по составу в отношении всех его компонентов, независимо от общего количества флюида, поступающего в породу (таб. 2). В породах комплекса установлены примерно равные пропорции пирротина и магнетита и 1,5 - 2-х кратное превышение пирита. Такие соотношения минералов и данные моделирования (таб. 3) дают основания считать, что количества (порядок величины) породы и формирующегося в ней флюида были соизмеримы. Таким образом установлено: 1- на буферной ассоциации магнетит-пирит-пирротин формируется водно-углекислый флюид вполне определенного состава; 2- постоянство состава флюида обеспечивается изменяющимися количествами минералов в ассоциации; 3- величина отношения Н20 к сумме газов в модельном флюиде соответствует аналогичным характеристикам постархейских комплексов амфиболитовой фации и в 2 раза превышает таковую для архейских поясов (Флюидный режим метаморфизма, 1980). Всплеск водосодержания связывается с процессами, сопутствующими гранитизации земной коры, роль воды в которых главенствующая (Летников, 1988). Изотопный состав углерода изучался в породах холодниканского и станового комплексов. Р-Т параметры метаморфизма для пород ХК несомненно более низкие по сравнению со становым (Александров, Авченко, 2002). Величины их, соответственно: Т = 550°С и 600°С, Р = 5 и 8 кбар. Протолиты станового комплекса более насыщены терригенными породами (Александров, 1999). Результаты изотопных анализов углерода разбиваются на две группы. В изотопно-легкую группу (513СГОВ от -21.4 до -27.2%о) попадают большинство образцов станового комплекса, во вторую - изотопно-тяжелую (613CPDB от -13.6 %о до -7.2%о) - метавулканиты ХК. В первой группе углерод имеет биогенную или "коровую" природу, тогда как углерод второй группы - "мантийный". Таким образом установлено влияние природы протолитов на фракционирование изотопов углерода.
ЧЕТВЕРТОЕ ЗАЩИЩАЕМОЕ ПОЛОЖЕНИЕ Исходные вулканогенно-осадочные стратифицированные образования холодниканского комплекса формировались в условиях рифта, возникшего в результате растяжения континентальной коры. Метаморфизм пород холодниканской структуры связан с коллизионной обстановкой тектоно-магматической активизации и синхронен с широко проявленным в данном регионе мантнйно-коровым магматизмом.
В разрезе ХК установлен переход от коматиит-толеитовой и пикритовой серий к ИЩС. Эта закономерность и рассмотренные выше модели петрогенеза магм позволяют представить модель формирования протолитов. Декомпрессионное плавление поднимающегося мантийного вещества давало расплавы коматиит-толеитовой и пикритовой ассоциаций. Излияния этих расплавов на поверхность формировали нижнюю исходно вулканогенную толщу ХК, сложенную преимущественно вулканитами коматиит-толеитовой и пикритовой серий. Подъем геоизотерм и интрузии основных и ультраосновных магм обеспечили плавление корового материала. Составы расплавов от базитов до риолитов ИЩС были образованы вследствие частичного плавления различных пород фундамента южной части Алданского щита. По мере остывания мантийного плюма, пикритовый и коматиит-толеитовый магматизм затухают, а вулканизм извесгково-щелочного типа становится профилирующим. Одновременно происходило осадконакопление. Этот этап соответствует образованию протолитов верхней толщи ХК. Геодинамические обстановки формирования ЗКП в настоящее время рассматриваются в рамках моделей двух групп: 1) моделей континентального рнфтогенеза и 2) моделей, основанных на концепции тектоники плит. ЗКП - как производные рифтогенеза рассматривают многие авторы (Hunter, 1974; Грачев, Федоровский, 1980; Смолькин, 1997; Рыбаков и др., 1996; Куликов, Куликова, 1996 и др.). Другие исследователи поддерживают плитно-тектонические модели развития ЗКП (Минц, 1993; Божко, 1999; Сыстра, 2000; Condie, Baragar, 1974; Burke et al, 1978; Anhaeusser, 1973; Tameu et al, 1986 и др). На мультиэлементой спайдсрграмме метатолеитовые базальты ХК значительно отличаются от толеитовых базальтов MORB и островодужных (Альмухамедов и др., 1983). В то же время по этому признаку они близки толеитовым базальтам рифтовых систем: Африкано-Аравийской области (Магматические горные..., 1985) и отличаются от базальтов осевой зоны Красного моря (Альмухамедов и др., 1983). Это позволяет полагать, что формирование структуры ХЗКП происходило в условиях рифта, в котором растяжение континентальной коры не достигало условий Красноморского рифта (где на месте расколотой континентальной коры была сформирована новообразованная океаническая). Геодинамическая типизация на основе дискриминантных функций (Великославинский, Глебовицкий, 2005) показывает принадлежность большинства составов холодниканских метатолеитов к полю (III) базальтов континентальных рифтов (рис. 7). Палеогеодинамнческая обстановка формирования протолитов ХЗКП соответствовала условиям рифтогенеза на сиалической коре над мантийным плюмом. Излияния магм 2,41 млрд. лет назад происходили на гранулитовые породы архейского фундамента. Таким образом,
Рис. 7. Геодииамическая типизация метабазальтов холодниканского комплекса
Составы: 1- толентовые базальты; поля
тектонических обстановок: базальтов островных дуг (I), траппов (II), базальтов континентальных рифтов
(Ш);.
Пх - 176,948102 1217,771101 +154.51А110, -
-4000 -2000 О 2000 4000 бЗЛРеО, - 15,69М^ + (По в*пшя>сл»*имскому. гмбмицммде 2009 372 43СаО + 104,41
V 19>96К:0-873,69Р205-11721,488
Эу » 94,395Ю, - 103,3X10: + 417.98А110, - 55,63ГеО, + 57,61МеО + 118,42СаО + 502,02^0 + 6,37К,0 + 415,31Р2Оа - 13724,66.
геодинамическая обстановка формирования структуры ХЗКП рассматривается как рифтогенная в условиях континента. Метаморфизм пород ХК осуществлялся в условиях коллизионной обстановки, сопровождавшейся широким проявлением гранитондного магматизма 2 млрд лет назад (Розен, Федоровский, 2001; Розен, 2002). На синхронность холодниканского метаморфизма с процессами, сопутствующими гранитизации указывают: 1- существенно водный состав флюида; 2-возрастные датировки (около 2 млрд лет) как процессов тектоно-магматической активизации в данном регионе (Донская и др., 2002; Пухтель, Журавлев, 1992; Бережная, 1988; Александров, Авченко,2002; Ларин и др., 2002), так и событий холодниканского метаморфизма (Розен, 2002).
ЗАКЛЮЧЕНИЕ
Соответствует по содержанию основным защищаемым положениям.
СПИСОК ОСНОВНЫХ РАБОТ ПО ТЕМЕ ДИССЕРТАЦИИ
1. С.Н. Лаврик. Петрохнмня и исходная природа метаморфических пород Холодниканского зеленокаменного пояса (юг Алданского щита // Информационные материалы VI Восточно-Сибирского петрографического совещания на тему: "Магматические и метаморфические комплексы Восточной Сибири: проблемы
гтетрогенезиса, корреляции, геологической картографии". Иркутск, 1997 С. 59-60 г.
2. С.Н. Лаврик, Мишкин М.А Условия метаморфизма и петрология метавулканитов Холодниканского зеленокаменного пояса (юг Алданского шита) // Черноморский региональный научно-праактический центр школьного краеведения. Первая международная научная конференция "Вулканизм и биосфера". Туапсе, 1998. С. 58-59.
3. С.Н. Лаврик, Мишкин М.А Метавулканиты Холодниканского зеленокаменного пояса южной окраины Алданского щита: происхождение и эволюция // Материалы докладов
4000 зооо ЬУ' -I |— 1...... 1--1 -Г".....1 I * • *. — •
2000 — ------------------ 9 9
юоо о -юоо -2000 - В \± \ + . ________________ Ф •
-ЗООО ______** Ох"
-4000 • • 1 1 1 1 1 ^ 1 •
Второй Международной научной конференции студентов, аспирантов н молодых ученых им. академика М. А. Усова "Проблемы геологии и освоения недр". Часть I. Томск: Иэд-во научно-технической литературы, 1998. С. 86-87.
4. С.Н. Лаврнк, М.А.Мишкин. Геохимия и петрология метавулканитов Холодниканского зеленокаменного пояса (юг Алданского шита) // Материалы научной конференции "Актуальные вопросы геологии и географии Сибири", посвященной 120-летию Томского гос. университета, (в 4-х томах), том 3. Томск: Томский ун-т, 1998. С. 208-210.
5. С.Н. Лаврик, Мишкин М.А Геодинамика и петрология метавулканитов Холодниканского зеленокаменного пояса (юг Алданского щита) // Материалы II Всероссийского металпогеническое совещания: Металлогения, нефтегазоносность и геодинамика Северо-Азиатского кратона и орогенных поясов его обрамления, Иркутск,
1998. С.151.
6. Г.М.Вовна, М.А.Мишкин, С.Н. Лаврик. Ранняя кора юга Алданского щита и геодинамическая модель ее формирования И Материалы IV Международной конференции "Новые данные в науках о Земле", секция геологическая. МГУ, 1999. С. 41.
7. СН. Лаврик, М.А.Мишкин. Метаморфогенный флюид Холодниканского зеленокаменного пояса // Материалы XVIII Всероссийской молодежной конференции "Геология и геодинамика Евразии". Иркутск, ИЗК СО РАН, 1999. С. 23.
8. С.Н. Лаврик. Параметры флюидного режима минералообразования в системе C-S-H-O-Cu-Fe // Физико-химические проблемы эндогенных геологических процессов. Тезисы докл. междунар. снмп., посвященного 100-летию академика Д.С. Коржинского. Москва,
1999. С. 98-99.
9. С.Н. Лаврик, М.А. Мишкин, Д.З. Журавлев Петрология и Sm-Nd изотопия Холодниканского зеленокаменного пояса южной части Алданского щита // Геодинамика и металлогения / Под ред. А.И. Ханчука. Владивосток: Дальнаука, 2000. С. 126-135.
10. С.Н Лаврик, М А. Мишкин, Д.З. Журавлев. Sm-Nd и Rb-Sr изотопная петрология метавулканитов Холодниканского зеленокаменного пояса юга Алданского щита // Материалы XVI симпозиума по геохимии изотопов имени академика А.П. Виноградова, ГЕОХИ РАН, Москва, 2001. С.138.
11. С.Н Лаврнк. Изотопная (С, Sm, Nd) эволюция метавулканитов Холодниканского зеленокаменного пояса юга Алданского щита // Материалы XVI симпозиума по геохимии изотопов имени академика А.П. Виноградова. Москва: ГЕОХИ РАН, 2001. С. 137.
12. С.Н Лаврнк, М.А. Мишкин. Раннепрстерозойский плюмовый магматизм юга Алданского щита: изотопно-геохимическое обоснование И Материалы международной научной конференции: Рифты литосферы. VIII Чтения А. Н. Заварнцкого. Екатеринбург, 2002. С. 128-131.
13. С.Н Лаврнк, М.А. Мишкин, В.Г Моисеенко, Д.З. Журавлев. Первые данные по Sm-Nd изотопной систематике метавулканитов Холодниканского зеленокаменного пояса юга Алданского щита // Докл. РАН. 2002. Том 382. № 1. С. 1-4.
14. С.Н. Лаврик Докембрийский магматизм и геодинамнческая эволюция Алдано-Становой зоны // Всероссийское совещание, посвященного 90-летию академика Н. А. Шило. Геодинамика, магматизм и минерагения континентальных окраин Севера Пацификн.Магадан, 2003. Т. 1. С. 213-214.
15. С.Н. Лаврик Изотопия процессов корообразования и геодинамика Алдано-Становой области (Холодниканского зеленокаменного пояса) // Материалы VI Международной конференции "Новые идеи в науках о Земле", секция геологическая. Москва. 2003. С. 187.
16. О.В. Авченко, С.Н. Лаврнк, И.А. Александров, Т.А. Велнвецкая Изотопная гетерогенность по углероду метаморфогенного флюида // Докл. РАН. 2004. Т. 394. № 3. С. 368-371.
17.0.V. Avchenko, S.N. Lavrik, LA. AJeksandrov, T.A. Vclivetskaya The isotopic heterogeneity of carbon in metamorphic complexes. // Water-Rock Interaction. Proceedings of the Eleventh International Symposium on Water-Rock Interaction WR1-11, Saratoga Springs, New York, USA, 27 June - 2 July 2004.
18. C.H. Лаврнк. Изотопия углерода-13 в качестве критерия диагностики природы протолитов высокомстаморфизованных вулканитов // Материалы VII Международной конференции "Новые идеи в науках о Земле", секция геологическая. М., 200S. С. 37.
19. С.Н. Ляврик. Модельные режимы метаморфизма как репер реставрации тектонической эволюции структуры (Холодниканскнй зеленокаменный пояс) // Материалы Научной конференции «Беломорский подвижный пояс и его аналоги: геология, геохронология, геодинамика, минерагения. Петрозаводск, 2005. С. 216-218.
ЛАВРИК Сергей Николаевич
ХОЛОДНИКАНСКИЙ ЗЕЛЕНОКАМЕННЫЙ ПОЯС (АЛДАНСКИЙ ЩИТ): ПРИРОДА ПРОТОЛИТОВ МЕТАМОРФИЧЕСКИХ ПОРОД И ИХ ПЕТРОГЕНЕЗИС
Автореферат диссертации
Отпечатано по оригинал-макету подготовленному соискателем, минуя редподготов ку. Вне плана.
Подписано к печати 28.08.06 г.
Формат 60X84/16 Усл.-печ.л. 1,17. Тираж 100 экземпляров.
Дальневосточный геологический институт 690022, г.Владивосток, пр. 100-летия Владивостока, 159
Содержание диссертации, кандидата геолого-минералогических наук, Лаврик, Сергей Николаевич
Перечень принятых в работе сокращений.
Введение.
Объект исследований.
Введение Диссертация по наукам о земле, на тему "Холодниканский зеленокаменный пояс (Алданский щит): природа протолитов метаморфических пород и их петрогенезис"
Состояние проблемы.6
Цели и задачи исследования.9
Научная новизна.10
Теоретическая значимость исследований.11
Практическая значимость исследований.11
Апробированность результатов.13
Методы исследований.13
Основные защищаемые положения.17
Структура и содержание работы.19
Заключение Диссертация по теме "Петрология, вулканология", Лаврик, Сергей Николаевич
Основные выводы по главе
Предполагаемый генезис расплавов исходных вулканитов коматиит-толеитовой, пикритовой и известково-щелочной серий, согласно оригинальным геохимическим характеристикам метавулканитов холодниканского комплекса и литературным, в том числе, экспериментальным и модельным данным, установлен нами и характеризуется следующим. Метакоматииты холодниканского комплекса с содержанием MgO = 22-23 мае. % соответствуют первичным коматиитовым расплавам. Образованы они, согласно установленным Р-Т параметрам, в условиях частичного (40 %) плавления источника, представленного веществом деплетированной мантии в интервале температур 1410 - 1460 °С и давлений 22 -25 кбар. Выявлено превышение температуры и снижение глубинности генерации магм коматиитов холодниканского комплекса относительно тенденции снижения аналогичных величин по различным зеленокаменным поясам от нижнего архея к раннему протерозою. Коматииты холодниканского комплекса обнаруживают большое сходство с Западными коматиитами Олондинского пояса, происхождение которых связано с частичным плавлением поднимающихся мантийных диапиров при ведущей роли оливина на ликвидусе в условиях развития менее мощной, по сравнению с Холодниканским поясом, континентальной коры. Установлен (обычный для протолитов метавулканитов зеленокаменных поясов) механизм происхождения коматиитов холодниканского комплекса - в реультате плавления в ходе адиабатической декомпрессии поднимающегося мантийного материала в рамках модели образования А1-недеплетированных коматиитов с образованием гарцбургитового 01+0рх и 01+0рх+Срх реститов.
Происхождение расплавов, исходных для коматиитовых метабазальтов холодниканского комплекса, мы связываем с процессами кристаллизационной дифференциации коматиитов в промежуточных магматических камерах при участии во фракционировании одного оливина.
Расплавы, исходные для толеитовых базальтов, образовались в результате кристаллизационной дифференциации в промежуточных магматических камерах расплавов, соответствующих по составу коматиитовым базальтам, согласно модели фракционирования магм с содержанием MgO около 10-11 мас.% при низких (—0,3 ГПа) давлениях по феннеровской схеме под контролем оливин-плагиоклазовой и оливин-плагиоклаз-клинопироксеновой котектик.
Формирование исходных магм метапикритобазальтов холодниканского комплекса (MgO = 6,9-8,15 мае. %) происходило в результате кристаллизационной дифференциации пикритовых расплавов в промежуточных магматических камерах на незначительных глубинах. Условия происхождения родоначальных пикритовых магм, которые являлись первичными магмами для пикритовых базальтов холодниканского комплексса мы связываем с плавлением мантийного материала при больших давлениях и температурах, но меньших степенях частичного плавления мантийного материала по сравнению с рассмотренными коматиитовыми расплавами. Равновесный с пикритовым расплавом рестит был представлен Ol+Opx+Cpx+Gr.
Происхождение исходных расплавов метабазальтов известково-щелочной серии обусловлено частичным (46 %) плавлением базитового вещества континентальной коры южного сегмента Алданского щита, соответствующего среднему составу толеитовых базальтов Олондинского зеленокаменного пояса, под влиянием тепла поднимающегося плюма в условиях Р = 10 кбар и Т = 1000°С. Состав рестита (в объемных %): гиперстен -2, клинопироксен - 44, плагиоклаз - 8.
Расплавами, исходными для метаандезитов были выплавки, сформированные в результате частичного (27 %) плавления при Т = 925°С, Р = 10 кбар известково-щелочных базальтов, аналогичных базальтам Сутамского блока. Состав равновесного с расплавом рестита (в объемных %): гранат (17 %), гиперстен (2 %), клинопироксен (36 %), роговая обманка (8 %), плагиоклах (10 %).
Источником исходных для риодацитов расплавов холодниканского комплекса являлись сиалические породы типа граувакки, которые известны среди пород фундамента Холодниканского пояса. Степень плавления при Т = 880 °С и Р = 5 кбар достигала 54 %, состав равновесного с расплавом рестита (в объемных %): гранат (8), гиперстен (16), калиевый полевой шпат (22).
Установленные составы предполагаемых источников магматических расплавов метавулканитов холодниканского комплекса указывают на участие мантийного и корового вещества в процессе магмогенерации. Параметры, характеризующие условия выплавления магм по давлению и температуре, в совокупности с геологическими и геохимическими данными по Холодниканскому зеленокаменному поясу, находят полное объяснение в рамках модели декомпрессионного плавления вещества мантийного диапира (формирование расплавов, исходных для метавулканитов коматиит-толеитовой и пикритовой серии) в условиях континентальной коры повышенной мощности и в последующем взаимодействии его продуктов и тепловой энергии с коровыми образованиями (формирование магматических пород известково-щелочной серии).
Глава 5
МОДЕЛЬ ФОРМИРОВАНИЯ И ЭВОЛЮЦИИ ХОЛОДНИКАНСКОГО
ЗЕЛЕНОКАМЕННОГО ПОЯСА
Рассмотренные в предыдущих главах материалы позволяют наметить петролого-геодинамическую модель формирования протолитов холодниканского зеленокаменного комплекса. Установлено, что исходные вулканиты холодниканского зеленокаменного комплекса представлены ассоциациями трех петрохимических серий: коматиит-толеитовой, пикритовой и известково-щелочной. Метавулканиты, соответствующие этим ассоциациям, переслаиваются в стратиграфическом разрезе (первых двух - в базальной части) холодниканского комплекса. Анализ литературных материалов свидетельствует о том, что подобное совместное залегание в едином разрезе исходных вулканитов указанных ассоциаций отмечается для раннедокембрийских зеленокаменных поясов всех континентов (Конди, 1983; Вревский и др., 1996; Вревский и др., 2003 и др.). Эта закономерность и рассмотренные в главе 4 модели петрогенезиса исходных вулканитов коматиит-толеитовой, пикритовой и известково-щелочной ассоциаций, позволяют представить их общую модель формирования, которая заключается в следующем. Формирование исходных расплавов коматиит-толеитовой ассоциации происходило в результате декомпрессионного плавления поднимающегося мантийного плюма. Этот процесс сопровождался общим подъемом геоизотерм, а также появлением дополнительного источника тепла при внедрении магм основного и ультраосновного состава в земную кору, что обеспечивало частичное плавление корового материала. За счет частичного плавления различных пород южной части Алданского щита были сформированы исходные расплавы известково-щелочной серии в интервале от базитов до риолитов. В результате излияния этих расплавов на поверхность была сформирована нижняя исходная вулканогенная толща холодниканского комплекса, сложенная переслаивающимися вулканитами коматиит-толеитовой, пикритовой и известковощелочной серий. Автор полагает, что только предложенная выше модель может объяснить переслаивание вулканитов различных петрохимических серий в одном разрезе. В последующем, при остывании мантийного плюма, прекратилось излияние лав коматиит-толеитовой серии, и вулканизм известково-щелочного типа стал профилирующим. Одновременно усилилась роль процессов осадкообразования. Этот поздний этап соответствует времени накопления протолитов верхней толщи холодниканского комплекса.
Предложенная петрологическая модель формирования протолитов холодниканского зеленокаменного комплекса влечет за собой и выбор геодинамической модели формирования структуры. Ее можно назвать моделью континентального рифтогенеза в условиях поднимающегося мантийного плюма. Первое обобщение по существующим геотектоническим моделям происхождения зеленокаменных комплексов было выполнено К. Конди (1983). Из рассмотренных им моделей в настоящее время пользуются признанием две группы: 1) модели континентального рифтогенеза и 2) модели, основанные на концепции тектоники плит.
Природу зеленокаменных поясов на основе модели рифтогенеза рассматривают многие отечественные исследователи (Грачев, Федоровский, 1980; Смолькин, 1997; Рыбаков, Голубева и др., 1996; Куликов, Куликова, 1996 и др.).
Плитно-тектонические модели развития зеленокаменных поясов поддерживаются рядом исследователей как в России, так и за рубежом (Минц, 1993; Божко, 1999; Сыстра, 2000; Conclie, Baragar, 1974; Burke et al, 1978; Anhaeusser, 1973; Tameuet al, 1976786 и др.).
Модели континентального рифтогенеза делятся на две группы по изначальным причинам появления рифтов (Леонов, 2001). Первая группа моделей предполагает, что первопричиной образования рифтов является появление глубинных разломов в силу воздействия на отдельные части континентов глобальных тектонических сил, перемещающих отдельные их части. Предполагается, что возникающие при этом глубинные разломы могут достигать мантии и служить подводящими каналами для мафических магм. Одна из первых схем образования зеленокаменных поясов по этой модели была предложена С.Р. Анхаусером (Anhaeusser, 1971). Принципиально другая модель континентального рифтогенеза была предложена Д.Р. Хантером (Hunter, 1974). Согласно этой модели, формирование рифтов связано с воздыманием мантийных струй (диапиров). А.Д. Налдрет и А.Р. Тернер (Naldrett, Turner, 1977) развили модель Хантера, дополнив ее положением о частичном плавления вещества мантийного плюма во время его подъема и удалении выплавляющихся расплавов коматиитового состава. К. Конди (Condie, 1975) показал, что с помощью механизма частичного плавления вещества поднимающихся мантийных струй (диапиров) можно объяснить наиболее важные особенности стратиграфического разреза и вещественного состава пород зеленокаменных поясов.
Для реконструкции геодинамических обстановок проявлений магматизма в настоящее время используются геохимические особенности магматических комплексов. Для этой цели предложено множество эмпирических диаграмм различных авторов, использующих содержания элементов-примесей в магматических породах современных геодинамических обстановок. Однако их применение для пород раннего докембрия имеет существенные ограничения, на что указывали многие исследователи (Конди, 1983; Богатиков и др, 1980; Богатиков, 1987; Archean crustal., 1994 и др.). Автор полностью разделяет эту точку зрения. Причины весьма убедительны и связаны со многими специфическими особенностями ранних стадий развития земли. Некоторые, наиболее важные, на наш взгляд, следующие. Это - повышенные флюидопотоки и значительно более высокие по сравнению с современными температуры мантии и континентальной земной коры. Так, величины мантийной геотермы для периодов 0,085; 1,18; 1,93; 3,32 млрд лет назад, рассчитанные по термобарометричесим данным, превышают современные значения мантийной геотермы, соответственно на 50, 160, 300,470 C°(Gurney et al., 1979; Славинский, 1999). Приведенные данные позволяют рассчитать для магм протолитов Холодниканского зеленокаменного пояса, формировавшихся 2,41 млрд лет назад, величину превышения мантийного значения геотермы относительно современного. Согласно нашим рассчетам, исходя из средневзвешенного между величинами 300 С0 (палеопротерозойского -1,93 млрд лет назад) и 470 С0 (палеоархейского - 3,32 млрд лет назад) этапов эволюции мантийной геотермы, эта величина для рубежа 2,41 млрд лет назад составляет:
300 С°+ (470 С°-300 С0) / (3,32 - 1,93) х (2,41 - 1,93) = 358 С0 Такова средняя оценка, однако во многих публикациях имеются убедительные доказательства химической и физической гетерогенности мантии - существования отдельных резервуаров на ранних этапах развития, обогащенных долгоживущими радиоактивными элементами - U, Th, 40К. Энергия распада их оказывала большое влияние на тепловой режим Земли, и как следствие - на ее геодинамику. Под континентом эти участки являлись источниками мантийных диапиров (Мишкин, Вовна, 2000; 2005). Химическая специфичность мантии проявлялась в таких особенностях, как значительно пониженные содержания AI2O3, и значительно более высокие содержания FeO, MgO, Y и литофильных, величин отношений Fe0/Fe203, Ni/Co и в слабой степени деплетиравания мантийного вещества редкими (группой редкоземельных и переходных - Ni, Cr, Со, Zn) элементов (Конди, 1983 и др.).
Проведенный автором анализ тройных и бинарных диаграммы с участием элементов-примесей, применяемых в настоящее время для идентификации геодинамических условий формирования магматических пород (Pearce, Сапп, 1973; Реагсе, 1976; Pearce, Gale, 1977; Mullen, 1983; Rollinson, 1995 и др.), показал, что они не дают однозначного ответа на поставленный вопрос. Некоторые выводы можно сделать из рассмотрения мультиэлементой спайдерграммы для: метатолеитовых базальтов холодниканского комплекса и толеитовых базальтов современных структурных обстановок, приведенной выше в главе 3 (рис. 3.18). Из этой спайдерграммы следует, что метатолеитовые базальты холодниканского комплекса значительно отличаются от толеитовых базальтов MORB и Курильской островной дуги. В то же время они близки толеитовым базальтам Африкано-Аравийской рифтовой системы, но отличаются от толеитовых базальтов осевой зоны Красного моря. Это дает основания предполагать, что рифтовая структура Холодниканского пояса соответствовала условиям частичного растяжения континентальной коры, которые не достигали условий Красноморского рифта, где произошел полный раскол континентальной коры и сформировалась новообразованная океаническая кора.
Определенные выводы по этому вопросу можно получить и при рассмотрении диаграмм, основанных на расчетах дискриминантных функций, включающих главные петрогенные элементы. Такая диаграмма предложена С.Д.
Великославинским и В.А. Глебовицким (2005). На этой диаграмме Dx (176,94 Si02-1217,77ТЮ2+154,51 А1203-63,1 FeOr 15,69MgO+3 72,43СаО+104,41 Na20-19,96К20-873,69Р205-11721,488) - Dy (94,39Si02-103,3Ti02 + 417,98А1203-55,63FeOt+57,61MgO+118,42CaO+502,02Na20+6,37K20+415,31P205-13724,66) большинство составов холодниканских толеитовых метабазальтов тяготеют к полю III- базальтов континентальных рифтов (рис 5.1).
Представленные выше данные, по мнению автора, позволяют рассматривать исходную палеогеодинамическую обстановку формирования структуры Холодниканского зеленокаменного пояса как рифтогенную, заложенную на континентальном основании.
Тектоническую характеристику инфракрустальных пород и геодинамическое состояние фундамента Холодниканской структуры автор оценивает по результатам исследования условий метаморфизма метавулканитов, подробно изложенных выше. Согласно этим данным, холодниканская структура сформированна на достаточно мощной континентальной коре, подобной фундаменту зеленокаменных поясов Абитиби, Йеллоунайф, Палмос-Порос (Конди, 1983, Металлогеническая эволюция архейских., 1993, Condie, 1994 и др.). Формирование протолитов таких образований характеризуется наличием мощного инфракрустального сиалического фундамента, а метаморфизм связан с обстановками эпох тектонической активизации (Goodwin, 1981; Maicon, 1973 и др.). Обязательное наличие подстилающего сиалического фундамента - как в наиболее древних на Земле структурах, так и в фанерозойских -характерная особенность геологического положения зон пикритового магматизма (проявленния которого зафиксированы нами в холодниканском комплексе) -акцентируется в публикациях (Щека, Вржосек, 1983 и др.), а отрицательные величины sNd, установленные в изученных нами метавулканитах известково-щелочной серии и соответствующие их положению на линии эволюции зрелой континентальной коры - снимают любую неоднозначность в этом вопросе.
Такой же вывод получен нами на основе эмпирических и модельных величин, характеризующих метаморфическую эволюцию пород холодниканского комплекса. Так, величина отношения содержания Н20 к сумме газов в модельном флюиде, согласно нашим определениям (гл. 2), примерно составляет 4, что говорит о
4000 3000 2000 1000 О
-1000 -2000 -3000 -4000
-4000 -2000 О 2000 4000
По Великоспавинскому, Гпебовицкому, 2005)
Рис. 5.1. Геодинамическая типизация метабазальтов холодниканского комплекса
Составы: 1- толеитовые базальты; поля тектонических обстановок: базальтов островвных дуг (I), траппов (II), базальтов континентальных рифтов (III)
Dx = 176,94Si02 - 1217.77ТЮ2 +154,51 AI203 - 63,1FeOt -15,69MgO + 372,43CaO + 104,41 Na20-19,96K20-873,69P205-11721,488
Dy = 94,39Si02 -103,31102 + 417.98AI203 - 55,63FeOt + 57,61 MgO + 118,42CaO + 502,02Na20 + 6.37K20 + 415.31P205 -13724,66 by 1 1 1 1 1 i i i / / }
4 t 1 t \ \ hi :
-.^ 1 1 .•••"' Г" i i i Dx i i i значительном всплеске водосодержания во флюиде в отличие от архейских гранулито-гнейсовых и некоторых гранит-зеленокаменных областей, в которых Н20/Сум. газов = 2 (Флюидный режим метаморфизма., 1980). Количества флюида, поступившего в породу, были повышенные, судя по относительно высоким количествам пирротина в ассоциации пирит-пирротин-магнетит, а природа флюида, по мнению автора, связана с процессами, сопутствующими гранитизации земной коры, роль воды в которых главенствующая (Летников и др., 1988). Такой взгляд для времени холодниканского метаморфизма, датируемого 2,15 млрд лет назад (Розен и др., 2002.), подтвержден синхронностью этого события широко проявленным в данном регионе процессам тектоно-магматической активизации и отделения мантийного вещества в земную кору (Донская и др., 2002; Пухтель, Журавлев, 1992; Бережная, 1988; Ларин и др., 1990; Александров, Авченко, 2002; Ларин и др., 2002). Метаморфические события в период 2,1-1,9 млрд. лет назад носили глобальный характер, имели проявления на всех древних щитах Земли (Конди, 1983; Archean crustal evolution, 1994; Милановский, 1999 и др.) и являются характерной особенностью активизации тектоно-геодинамического состояния земной коры в среднепалеопротерозойское время. Геотермобарометрические исследования пород амфиболитовой фации Джугджуро-Станового блока (Александров, 2005) свидетельствуют об их формировании в повышенных по давлению условиях метаморфизма. Эти данные служат свидетельством существования обстановки сжатия на южной окраине Алданского щита в рассматриваемый период и согласуются с выводами террейнового анализа о коллизии Алданской и Амурской плит в период 2,1-1,9 млрд. лет назад (Смелов, Тимофеев, 2003). Положение кульминационного этапа метаморфизма пород холодниканского комплекса в превышающей по температуре относительно континентальной геотермы области на РТ-диаграмме (рис. 2.12) является следствием указанных процессов.
Приведенное выше и данные о составах протолитов фундамента Холодниканского зеленокаменного пояса, изотопно-геохимические (Вовна и др., 1999; Котов и др., 1995; Авченко и др., 1999; Котов, 2003 и др.,) и геологическое строение региона - позволяют сделать предположения о наиболее вероятном механизме становления структур исследуемого региона. Механизм эндогенного периода формирования и эволюции структурно-вещественных комплексов юга Алданского щита, по мнению автора, согласуется с моделью восходящего глубинного вещества. Для конкретного времени механизм этот инициируется процессами различной природы. Для неоархейско-палеопротерозойского периода, предшествующего рубежу около 2,4 млрд лет назад (корообразующие процессы в Алданском щите, формирование протолитов Холодниканского зеленокаменного пояса)- это результат воздейстия мантийного диапира со схемой массо-теплопереноса мантия-кора и кора-кора. Для периода, начинающегося от средне-палеопротерозойского времени, примерный рубеж начала которого мы рассматриваем в интервале 2,15-1,8 млрд лет назад (тектоно-магматическая активизация юга Алданского щита, глобальные метаморфические преобразования, затронувшие, в том числе и породы Холодниканского зеленокаменного пояса (Розен, 2002; Донская и др., 2002 и др.)) - это следствия коллизионных процессов (Александров и др., 2002; Никишин, Якубчук, 2002; Александров, 2005 и др.). С последним этапом автор связывает определяющую петролого-тектоническую роль гранитоидного диапиризма в эволюции структуры Холодниканского зеленокаменного пояса, основываясь на анализе публикацмй по этому вопросу, суть которых в следующем. Гранитоидный диапиризм представляет собой один из наиболее важных элементов эволюции гранит-зеленокаменных областей (Конди, 1983 и др.). Экспериментальные и исследования процессов, связанных с формированием купольных структур, показали, что результатом гранитоидного диапиризма является не только деформация зеленокаменных толщ. Благодаря вовлечению в поднятие значительных масс континентальной сиалической коры, процесс диапиризма приводит к кардинальной перестройке гранит-зеленокаменных областей коры в целом (Malyuk, 1992, Минц, 1993 и др).
В качестве выводов, отметим наиболее важные моменты резюмируемой главы.
Формирование холодниканской структуры происходило довольно длительное время и признаки начальной стадии ее заложения (исходя из величин модельных возрастов метавулканитов инфра- и супракрустальных комплексов) синхронны неоархейским мантийно-коровым событиям. К началу раннего протерозоя (не позднее 2,41 млрд. лет назад) под действием вещества мантийных диапиров был завершен процесс формирования протолитов холодниканского комплекса, происходивший в условиях растяжения и рифтогенеза (без разрыва сплошности) достаточно мощной (30-50 км) сиалической земной коры. Излияния магм происходили на породы фундамента, которые к этому времени завершили процесс кратонизации (Вовна, 2003 и др.).
Дальнейшая петролого-тектонической эволюция южной части Алданского щита (в частности, вмещающей Холодниканскую структуру) применительно к временному интервалу 1,9-2 млрд. лет назад, наиболее полно объясняется в рамках модели гранитоидного диапиризма. Палеогеодинамические обстановки этого этапа характеризовались режимом преобладающего сжатия (Александров, 2005 и др.), возможно вследствие коллизии литосферных плит, когда происходило принципиальное преобразование коры в целом, в том числе, метаморфизм в условиях эпидот-амфиболитовой фации пород холодниканского комплекса.
В последующем наиболее значительное геологическое событие фиксируется в породах холодниканского комплекса и его фундамента локальными проявлениями зеленосланцевого диафтореза - в связи с участием данной территории в тектоно-магматических событиях, предположительно, мелового периода. По настоящее время Холодниканский зеленокаменный пояс эволюционирует в составе единой структуры кратонного типа - Алдано-Джугджуро-Становой.
Заюпочение
В представленной работе впервые освещаются фундаментальные вопросы петрологии пород зеленокаменного комплекса Холодниканского пояса. Установлены временные этапы формирования и эволюции этой структуры, изучен петрогенезис, предложена модель, механизм и динамика инициирующих магматических процессов, охарактеризованы источники вещества и особенности его химической, термо- и геодинамической эволюции, изучены петрографические разности метапород и реставрирован исходный стратиграфический разрез комплекса.
В составе холодниканского метаморфического комплекса выделены литолого-петрографические группы пород: ультрамафиты (амфиболиты и амфиболовые сланцы), базит-ультрабазиты (амфиболиты и слюдисто-эпидот-амфиболовые сланцы), средние и средне-кислые (кварцитосланцы, эпидот-биотит-мусковит-амфиболовые кристаллосланцы и кварциты). По геохимическим и изотопным признакам установлены протолиты вулканогенной и терригенной природы. В разрезе комплекса им соответствуют две толщи - нижняя (вулканогенная) и верхняя (вулканогенно-терригенная). Критерии разделения -отсутствие в верхней толще амфиболитов ультраосновного состава и появление прослоев эпидот-мусковитовых кварцитосланцев. Парапротолиты (в порядке распространенности) аналогичны докембрийским и фанерозойским пелитам, несортированным песчаникам и грауваккам. Ортопротолиты соответствуют коматиит-толеитовой, пикритовой и известково-щелочной петрохимическим сериям, для каждой из которых установлены аналоги пород: коматиитов, коматиитовых и толеитовых базальтов - для первой, пикритовых базальтов - для второй и риолитов, дацитов, андезитов, андезибазальтов - для третьей. Выявлено петролого-структурное подобие Холодниканского зеленокаменного поясу Абитиби (исходно вулканогенный тип базальных частей разреза супракрустальных толщ и направленность эволюции магматизма).
Составы изученных метакоматиитов холодниканского комплекса соответствуют йилгарнскому А1-недеплетированному типу коматиитов древних зеленокаменных поясов, толеитовых метабазальтов - архейским толеитам типа ТН-2 древних зеленокаменных поясов. Метавулканиты известково-щелочной серии среднего состава сходны с группой II древних андезитов, кислого - с метадацитами и метариодацитам группы F-II.
Формирование исходных вулканитов холодниканского комплекса происходило в две стадии. В начальную стадию формируются вулканиты коматиит-базальтовой и пикрит-базальтовой ассоциаций при декомпресионном частичном плавлении вещества мантийного диапира. На глубинах примерно 85 км при частичном (40%) плавлени в интервале температур 1410 - 1460 °С отделялись расплавы коматиитов. Расплавы, исходные для коматиитовых и пикритовых метабазальтов образовывались на меньших глубинах в процессе кристаллизационной дифференциации расплавов, соответственно, коматиитов и пикритов в промежуточных магматических камерах. Во вторую стадию происходит образование вулканитов известково-щелочной серии путем частичного плавления первичной континентальной коры за счет тепла поднимающегося мантийного диапира. Исходные расплавы метабазальтов и метаандезитов образованы частичным (46 %-м при Т = 1000°С и 27 %-м при Т = 960°С, соответственно) плавлением базитового вещества континентальной коры южного сегмента Алданского щита на глубине около 30 км, состав которого, соответственно, отвечал толеитовым базальтам Олондинского пояса и известково-щелочным базальтам Сутамского блока. Исходные для пород дацит-риолитовой ассоциации выплавки были сформированы в результате частичного (54 %) плавления при Т = 880 °С на глубине около 15 км сиалических составов типа граувакки, которые известны среди пород фундамента Холодниканского пояса.
Формирование ортопротолитов коматиит-базальтовой, пикрит-базальтовой и известково-щелочной серий завершилось 2,41 млрд.лет назад в рамках единого магматического цикла, инициированного поднимающимся диапиром слабо деплетированной мантии с величиной sNd(T).« 2,02.
При эволюции протолиты холодниканского комплекса претерпели два этапа метаморфизма. Прогрессивный этап эпидот-амфиболитовой фации, кульминация которого (~Р=5 кб и 1=550°) была синхронна процессам диафтореза гранулитов фундамента, происходил около двух млрд. лет назад. Характеристики этого этапа соответствуют условиям метаморфизма комплексов, формировавшихся на достаточно мощной континентальной коре (типа Абитиби, Йеллоунайф) при широком развитии процессов, сопутствующих гранитизации. В позднем мезозое холодниканский комплекс подвергся локальному зеленосланцевому диафторезу.
Палеогеодинамическая обстановка формирования протолитов соответствовала условиям растяжения и рифтогенеза (без разрыва сплошности) достаточно мощной (30 - 50 км) сиалической земной коры над мантийным плюмом. Излияния магм 2,41 млрд.лет назад происходило на породы фундамента, которые к этому времени завершили процесс кратонизации.
Палеогеодинамическая обстановка последующей петролого-тектонической эволюции южной части Алданского щита, вмещающей Холодниканскую структуру, характеризовалась режимом преобладающего сжатия, возможно вследствие коллизии литосферных плит, когда происходило принципиальное преобразование коры в целом, в том числе, прогрессивный метаморфизм пород холодниканского комплекса.
Практическое значение работы в том, что, во-первых, впервые для метавулканитов холодниканского комплекса установлены прямые признаки стратиформной золотоносности; во-вторых, показана эффективность выбранного методического обеспечения. Использование, наряду с обычными геологическими методами, нетрадиционных (методы многомерного математического моделирования и анализа данных, методы физико-химического компьютерного моделирования, методы изотопных исследований и т.д.), позволило получить максимально корректные результаты и эксклюзивную информацию, достоверность которой подтверждалась альтернативными методами. Новизна научных результатов исследований обусловлена высокой эффективностью использованных в работе методов. Эта, наряду с научной новизной - важная особенность данной работы, результаты которой могут быть использованы при геологическом картировании метаморфических комплексов в гранит-зеленокаменных областях древних щитов.
При завершении определенного этапа исследований осознаются недостаточно проработанные вопросы и наиболее актуальные направления дальнейших геологических исследований. В этом отношении интерес к метавулканитм холодниканского комплекса, представляется в следующем. Это, во-первых -продолжение исследований с целью изучения взаимодействия твердых и флюидных фаз и условий фракционирования изотопов при метаморфизме. Неизвестный до наших исследований феномен изотопной неоднородности углерода метаморфогенного флюида, обусловленной различной природой протолита, в котором формируется метаморфогенный флюид - имеет фундаментальное значение и требует дальнейшего изучения. Во-вторых, возможно, как развитие предыдущего, актуально рассмотрение вопросов благороднометальной рудоносности пород, выяснение различных аспектов ее связи с метаморфическими событиями (изучение минералов-концентраторов, механизма миграции элементов). Данными исследованием выявлены признаки наличия тонкодисперсной золотой минерализации в породообразующих минералах метавулканитов. Выяснение ее природы имеет фундаментальное значение, представляет практический интерес. Другой вопрос, требующий изучения, связан с возможной потенциальной алмазоносностью изученного комплекса. Установленные нами косвенные поисковые признаки свидетельствуют о перспективности метавулканитов и требуют постановка отдельного исследования.
Библиография Диссертация по наукам о земле, кандидата геолого-минералогических наук, Лаврик, Сергей Николаевич, Владивосток
1. Абрамов В.А. Структура и динамика тектоносферы Алданкого щита. Часть 1. Владивосток: Дальнаука, 1993а. -164 с.
2. Авдейко Г.П., Бабанский О.А., Богатиков Н.А. И др. Петрология и геохимия островных дуг и окрапинных морей. М.: Наука, 1987. - 336 с.
3. Авченко О.В. Петрогенетическая информативность гранатов метаморфических пород. М.: Наука, 1982. - 104 с.
4. Авченко О.В., Кузнецова М.М. Минеральные геобарометры // Тихоокеанская геология. 1988. - № 1. - С. 95-100.
5. Авченко О.В., Лаврик С.Н., Александров И.А. и др. Изотопная гетерогенность по углероду метаморфогенного флюида // ДАН. 2004. - Т. 394. - №3.-С. 368-371.
6. Авченко О.В., Мишкин М.А., Боровик Л.В. Изотопный состав углерода графитов из раннеархейских пород юга Алданского щита // ДАН. 1993. - Т. 328. - №4. С. 506-508.
7. Авченко О.В., Чудненко К.В. Физико-химическое моделирование минеральных ассоциаций в метаморфических породах // ДАН. 2005. - Т. 401. - № 3. -С. 1-6.
8. Александров И.А. Опыт петрохимической реконструкции первичной природы метаморфической породы на примере образований станового комплекса // Геодинамика и металлогения / Под ред. А.И. Ханчука. Владивосток: Дальнаука, 1999.-С. 219-223.
9. Александров И.А., Авченко О.В. Сравнительная термобарометрия метаморфических комплексов и геодинамическая модель взаимоотношения
10. Алданского и Джугджуро-Станового блоков Алдано-Станового щита // Тихоокеанская геология. 2002. - Том 21, №5. С. 3-14.
11. Александров И.А. Высокобарический метаморфизм амфиболитовой фации Джугджуро-Станового блока (Восточная Сибирь) // Тихоокеанская геология. 2005. -Том 24.-№6.-С. 88- 100.
12. Альмухамедов А.И., Жюто Т., Матвеенков В.В. и др. Геохимия низкокалиевых толеитов Красного моря // Геохими.1983. № 9. - С. 1289 - 1303.
13. Альмухамедов А.И., Медведев А.Я. К геохимии инициальных стадий базальтового магматизма // Геохимия вужанитов различных геодинамических обстановок / Под ред. H.JI. Добрецова. Новосибирск: Наука, 1986. - С. 49 - 69.
14. Андронов В.В. Двухфазная роговая обманка из амфиболитов Вороньих тундр // Тр. минерал, музея им А.Е. Ферсмана. 1977. - Вып. - № 26. - 241 с.
15. Анерт Э.Э. Геологические исследования в Зейском и Алданском золотоносных р-онах в 1902 г. // Геол. иссл. 1904. - Вып. 2. - 37 с.
16. Аранович Л.Я. Минеральные равновесия многокомпонентных твердых растворов. М.: Наука, 1991. - 256 с.
17. Барагар В.Р., Мак-Глин Дж. Раннеархейский фундамент на Канадском щите // Проблемы геологии раннего докембрия. Л.: Наука, 1977. - С. 153-177.
18. Бартон П.Б. Термодинамика геохимических процессов. М.: ИЛ, 1960. - 435с.
19. Бартон П.Б. Устойчивост сульфидных минеролов // Геохимия гидротермальных рудных месторождений / Под ред. X. Барнса. М.: Мир, 1970. - С. 211 -286.
20. Бартон П.Б., Тулмин П. Ш. Термодинамика постмагматических процессов. -М.: Мир, 1968.-248 с.
21. Безмен Н.И., Тихомирова В.И., Косогоева В.П. Пирит-пирротиновый геотермометр: распределение никеля и кобальта // Геохимия. 1975. - № 5. - С. 700 -714.
22. Бендал Д., Пирсол А. Прикладной анализ данных. М.: Мир, 1989. - 541 с.
23. Бердников Н.В. Термобарогеохимия докембрийских метаморфических комплексов Дальнего Востока. М.: Наука, 1987. - 117 с.
24. Бережная Н.Г., Бибикова Е.В., Сочава А.В. и др. Изотопный возраст чинейской свиты удоканской серии Кодаро-Удоканского прогиба // Докл. АН СССР. 1988. - Т.302. - N 5. - С. 1209 - 1212.
25. Березкин В.И. Метаморфизм нижнего протерозоя Алданского щита. М.: Наука, 1977. - 120 с.
26. Билибин Ю.А. Избранные труды. М.: АН СССР, 1959. - Т. 2. - 499 с.
27. Богатиков О.А., Богданова С.В., Марков М.С. Серые гнейсы архея и проблема направленности в развитии континентальной земной коры // Изв. АН СССР. Сер. геол. - 1980. - № 4. - С. 8 - 22.
28. Богатиков О.А., Коваленко В.И., Цветков А.А. и др. Магматические ассоциации, формации, серии // Магматические горные породы: эволюция магматизма в истории Земли / Под ред. В.И. Коваленко. М.: Наука, 1987. - С. 7 -17.
29. Божко Н.А. Тектоника и магматизм кратона Зимбабве в позднем архее // Материалы совещ. "Тектоника, геодинамика и процессы магматизма и метаморфизма". М.: РАН, 1999. - Т. I. - С. 27 - 29.
30. Борнеман-Старынкевич И.Д. Руководство по расчету формул минералов. -М.: Наука, 1964. 224 с.
31. Боровиков В.П. Популярное введение в программу "STATISTICA". М.: Компьютер Пресс, 1998. - 365 с.
32. Великославинский С.Д., Глебовицкий В.А. Новая дискриминантная диаграмма для классификации островодужных и континентальных базальтов на основе петрохимических данных // ДАН. 2005. - Том 401. - № 2. - С. 213 - 216.
33. Вовна Г.М. Архейский эндербитовый комплекс Сутамского блока (юг Алданского щита): исходная природа протолитов и их петрогенезис: Дисс. канд. г. -м. наук. Владивосток, 2003. - 215 с.
34. Вовна Г.М., Лаврик С.Н., Мишкин М.А. Ранняя кора юга Алданского щита и геодинамическая модель ее формирования // Тез. докл. IV междунар. конф. "Новые идеи в науках о Земле". М., 1999. - С. 41-42.
35. Вовна Г.М., Мишкин М.А. Геологическая природа гранулитового комплекса Сутамского блока // Геодинамика и металлогения / Под ред. А.И. Ханчука. Владивосток: Дальнаука, 1999. - С. 194 - 205.
36. Вольф М.Б., Уайли П.Дж. Некоторые результаты экспериментального исследования дегидратационного плавления амфиболита при 10 кбар // Геология и геофизика. 1993.-Том 34.-№12.-С. 100-115.
37. Вревский А. Б., Рыбаков С. И., Ефимов М. М. и др. Сравнительный анализ геологического строения и развития зеленокаменнных поясов Балтийского и ЮжноИндийского щитов // Геотектоника. 1996. - №5. - С. 43 - 56.
38. Вревский А.Б. Геолого-петрологическая систематика зеленокаменных поясов архея // Проблемы эволюции докембрийской литосферы / Под ред. Б.С. Соколова. Л.: Наука, 1986. С. 37-44.
39. Вревский А.Б. Коматииты из раннедокембрийского пояса Полмос-Порос (Кольский полуостров) // Докл. АН СССР. 1980. - Т. 252. - № 5. - С. 1216-1219.
40. Вревский А.Б., Матрекичев В.А., Ружьева М.С. Петрология коматиитов Балтийского щита и изотопно-геохимическая эволюция их мантийных источников // Петрология. 2003. - Т. 11. - № 6. - С. 587-617.
41. Гадиятов В.Г., Маринцев В.К., Тыллар Б.Г. и др. Алмазоносность коматиитов Олондинского зеленокаменного пояса // Отечественная геология. 2003. - № 3. - С. 30-31.
42. Гадиятов В.Г., Маринцев В.К., Тыллар Б.Г. и др. Алмазы в эффузивных коматиитах Олондинского зеленокаменного пояса // Руды и металлы. 2003а. - № 2. -С. 47-51.
43. Гамалея Ю.Н. Об абсолютном возрасте гранитов Улканского Плутона // Изв. АН СССР. Сер. Геол. - 1968. - № 2. - С. 3 - 11.
44. Гаррелс P.M., КрайстЧ.Л. Растворы, минералы, равновесия. М.: Мир, 1968.-388 с.
45. Геологическая карта СССР масштаба 1:200 ООО. Серия Алданская. - Лист 0-51-XXXV. - Москва, 1976.
46. Геологическая карта Приамурья и сопредельных территорий. С-Пб, 1998.
47. Геохимия гидротермальных рудных месторождений / Под ред. Барнс X. -Москва: Мир, 1970. С. 211-285.
48. Гинзбург И.В. О трех необычных роговых обманках из гранитных пород // Тр.Минер. музея АН СССР. 1962. - вып. 13. - 224 с.
49. Гинзбург И.И. Типы древних кор выветривания, формы их проявления и классификация // Кора вывертивания. М.: Изд-во АН СССР, 1963. - Вып. 6. - С. 71 -102.
50. Гирнис А.В., Рябчиков И.Ф., Богатиков О.А. Генезис коматиитов и коматиитовых базальтов. М.: Наука, 1987. - 120 с.
51. Глебовицкий В.А., Другова Г.М. Соотношения между гранит-зеленокаменными и гранулито-гнейсовыми ареалами // Проблемы эволюции докембрийской литосферы / Под ред. Б.С. Соколова. Л.: Наука, 1986. - С. 71-79.
52. Головенок В.К. Высокоглиноземистые формации докембрия. JL, Недра, 1977.-268 с.
53. Голынко И.Н. Вариации составов базальтов в разных геодинамических обстановках рифтогенеза // Магматические и метаморфические породы океанической коры. М., Наука, 1983. - С. 7 - 37.
54. Горьковец В.Я. Геология и металлогения района Костомукшского железорудного месторождения. Петрозаводск, 1981. - 143 с.
55. Грачев А. Ф., Федоровский B.C. Зеленокаменные пояса докембрия: рифтовые зоны или островные дуги // Геотектоника. 1980. - № 5. - С. 3 - 24.
56. Дзевановский Ю. К. Геология западной окраины хребта Станового // Бюлл. ВСЕГЕИ. 1959. - № 1.-С.9-11.
57. Дир У.А., Хауи Р.А., Зусман Дж. Породообразующие минералы. М.: Мир,1965. Т. 2.-408 с.
58. Дир У.А., Хауи Р.А., Зусман Дж. Породообразующие минералы. М.: Мир,1966. Т.3.-320 с.
59. Добрецов H.JI., Кирдяшкин А.Г. Глубинная геодинамика. Новосибирск: Изд-во СО РАН, НИЦ ОИГГМ, 1994. - 300 с.
60. Добрецов H.JI., Соболев B.C., Хлестов В.В. Фации регионального метаморфизма умеренных давлений. М.: Недра, 1972. - 288 с.
61. Доброхотова Е.С. Роговая обманка и другие кальциевые амфиболы // Особенности породообразующих минералов магматических пород / Под ред. В.П. Петрова. М.: Наука, 1986. С. 5 - 83.
62. Донская Т.В., Сальникова Е.Б., Скляров Е.В. и др. Раннепротерозойский постколлизионный магматизм южного фланга сибирского кратона: новые геохронологические данные и геодинамические следствия // ДАН. 2002. - Т. 382. -№ 5.- С. 663-667.
63. Дорогокупец П.И., Карпов И.К. Термодинамика минералов и минеральных равновесий. Новосибирск: Наука, 1984. - 185 с.
64. Другова Г.М. Метаморфизм гранулитовой фации архея Алданского щита // Чарнокиты. М.: Наука, 1964. - С. 39-44.
65. Другова Г.М., Неелов А.Н. Полиметаморфизм докембрийских образований южной част Алданского щита и хр. Станового // Тр. ЛАГЕД АН СССР. 1960. - вып. 11.-С. 141-216.
66. Дук В.Л., Кицул В.И., Петров А.Ф. и др. Ранний докембрий Южной Якутии. М: Наука, 1986. - 290 с.
67. Дук В.Л., Салье М.Е., Байкова B.C. Структурно метаморфическая эволюция и флогопитоносность гранулитов Алдана. - Л.: Наука, 1975. - 275 с.
68. Ежов Б.В., Абрамов В.А., Адамия Ш.А. Очаговые структуры подвижных и стабильных областей. Владивосток: ДВО РАН, 1995. - 128 с.
69. Ермаков В.А., Соловьёва Т.Н., Геншафт Ю.С. и др. Экспериментальные исследования в области глубинного петрогенеза. Москва: Ин-т физики Земли РАН, 1976. - С. 3 -65.
70. Зверев В.Н. Геологические исследования в северо-западной части Амуро-Зейского водораздела//Геол. Исследования. 1912. - Вып. XIV. - 79 с.
71. Зеленокаменные пояса фундамента Восточно-Европейской платформы / Под ред. С.Б. Лобач-Жученко. Л.: Наука, 1988. - 215 с.
72. Золотухин В.В., Малюк Б.И. Проблемы петрологии ассоциирующих вулканогенных базитов и ультрабазитов древниз платформ и их никеленосности. -Новосибирск: Наука, 2001. 244 с.
73. Иберла К. Факторный анализ. М.: "Статистика", 1980. - 389 с.
74. Иванов М.М. Геологические исследования в золотоносных районах в западной части Амурской области в 1902 г. // Геол. Исследования.- 1094. Вып. V. -98 с.
75. Иванов М.М. Геологические исследования в области рек Б.Ольдоя и Гилюя в 1903 г. // Геол. Исследования 1906. - Вып. VI. - 115 с.
76. Ийер С.С., Барбоса Ж.С.Ф., Чоудхури А. и др. Возможные источники С02 в грангулитах: данные по изотопии углерода в комплексе Жекие, Бразилия // Петрология. 1995. - Т. 3. - № 3. - С. 255 - 266.
77. Интерпретация геохимических данных // Под ред. Е.В. Склярова. М.: "Интермет инжиниринг", 2001. - 288 с.
78. Казанский П.А. Предварительный отчет о геологических исследованиях в бассейнах левых притоков Верхнего Амура от Амазара до Невера // Геол. Исследованя. 1911. - Вып. XI. - 133 с.
79. Казанский П.А. Предварительный отчет о геологических исследованиях в западной части Амурской обл. Геол. Исследованияю. 1913. Вып. XXXIII. - № 4.- 81
80. Казанский П.А. Предварительный отчет о геологических исследованиях в западной части Амурской обл. // Геол. Исследования. 1915. - Вып. XXXIV. - № 5 -93 с.
81. Карпов И.К. Физико-химическое моделирование на ЭВМ в геохимии. -Новосибирск: Наука, 1981. 248 с.
82. Карсаков Л.П. Глубинные гранулиты. М.: Наука, 1978. - 150 с.
83. Кац А.Г. Новые данные по стратиграфии архея южного обрамления Алданского щита // Бюлл. МОИП. Отд. геол. - 1961. - Т. 36. - № 5. - С. 137 - 138.
84. Кицул В.И., Березкин В.И., Дамаскина Г.Д. и др. Таблицы химических составов и кристаллохимических формул минералов из метаморфических пород и гранитоидов Алданского щита. Якутск, 1983. - 361 с.
85. Классификация и номенклатура магматических горных пород / Под ред. О.А Богатикова, Н.П. Михайлова, В.И. Гоныпаковой. М.: Недра, 1981. - 160 с.
86. Классификация магматических (изверженных) пород и словарь терминов. Рекомендации Подкомиссии по систематике изверженных пород Международного союза геологических наук. М.: ОАО Недра, 1997. - 97 с.
87. Коваленко В. И. Ярмолюк В.В., Ковач В.П. и др. Источники фанерозойских гранитоидов Центральной Азии: Sm-Nd изотопные данные // Геохимия. 1996. - № 8.-С. 697-712.
88. Коваленко В.И., Владыкин Н.В., Лапидес И.Л. и др. Щелочные амфиболы редкометальных гранитоидов. Новосибирск: Наука, 1977. - 232 с.
89. Ковач В.П., Котов А.Б., Смелов А.П. и др. Этапы формирования континентально коры погребенного фундамента восточной части Сибирской платформы: Sm-Nd изотопные данные // Петрология. 2000. - Том 8. - № 4. - С. 394 -408.
90. Кокс К.Г., Белл Дж. Д., Панкхерст 3. Дж. Интерпретация изверженных горных пород. М.: Мир, 1982. - 414 с.
91. Кольская сверхглубокая скважина / Под ред. Е. А. Козловского. М.: Недра, 1984.-492 с.
92. Конди К. Архейские зеленокаменные пояса. М.: Мир, 1983. - 390 с.
93. Коржинский Д.С. Образование контактовых месторождений // Изв. АН СССР. Серия геол. - 1945. - № 3. С. 12 - 34.
94. Кориковский С.П. Метаморфизм, гранитизация и постмагматические процессы в докембрии Удокано Становой зоны. - М.: Наука, 1967. - 298 с.
95. Кориковский С.П. Фации метаморфизма метапелитов. М.:Наука, 1979.264 с.
96. Корн Г., Корн Т. Справочник по математике. М.: Наука, 1970. - 720 с.
97. Костюк Е.А. Статистический анализ и парагенетические типы амфиболов метаморфических пород. М.: Наука, 1970. - 312 с.
98. Котов А.Б. Граничные условия геодинамических моделей формирования континентальной коры Алданского щита: Автореф. дис. доктора г.-м. наук. Санкт-Петербург, 2003. - 78 с.
99. Котов А.Б., Анисимова И.В., Глебовицкий В.А. и др. Возрастные рубежи формирования зеленокаменных поясов западной части Алданского щита // ДАН. -2004. Том 398. - № 5. - С. 661 - 665.
100. Котов А.Б., Ковач В.П., Сальникова Е.Б. и др. Этапы формирования континентальной коры центральной части Алданской гранулито-гнейсовой области: U-Pb и Sm-Nd изотопные данные по гранитоидам // Петрология. 1995. - Т.З. - № 1. -С.99-110.
101. Котов А.Б., Сальникова Е.Б., Морозова И.М. и др. Раннепротерозойские гранитоиды северо-западной части Алданской гранулито-гнейсовой области: U-Pb и Sm-Nd данные // Геология и геофизика. 1993. - №2. - С. 15-21.
102. Котов А.Б., Шемякин В.М., Сальникова Е.Б. и др. Этапы формирования и изотопная структура континентальной коры Сутамского блока Алданского щита: Sm-Nd изотопная систематика гранитоидам // ДАН. 1999. - Том 366. - № 6. - С. 809 -812.
103. Крамбейн У., Кауфмен М., Мак-Кеммон Р. Модели геологических процессов. М.: Мир, 1973.- 149 с.
104. Красников Н.Н. Холодниканский зеленокаменный пояс Южной Якутии (эндогенная эволюция и особенности распределения золота): Автореф. . .канд. г.-м. наук.-Л., 1985.- 37 с.
105. Красников Н.Н. Петрологические особенности метасоматитов золото-железорудных образований // Записки ВМО. 1987. - Вып. 1. - № 116. - С. 44-51.
106. Красников Н.Н. Структурная эволюция пород Холодниканского зеленокаменного пояса // Ранний докембрий Алданского массива и его обрамления. -Л.: Наука, 1985а. С. 163-176.
107. Красный Л.И. Схема тектонического районирования региона БАМ. М., 1980. 129 с.
108. Кудрявцев В.А. Архей бассейна р. Сутам // Геология и петрология докембрия Алданского щита. М.: Наука, 1966. - С. 34-50.
109. Кудрявцев В.А., Некоторые закономерности в изменении составов и законов двойникования плагиоклазов при гранитизации архейских и протерозойских пород района верховьев р. Сутам (хребет Становой) // Бюлл. МОИП. -1961. Отд. геол.-Т. 36.-№5.-С. 138- 139.
110. Кузнецов Е А. Материалы к петрографии габбро Тагильского массива // Вестн. МГУ, 1947, № 10. С. 73 - 83.
111. Кузнецов Ю.А. Магматические формации и тектоника // Магматизм, формации кристаллических пород и глубины Земли. М.: Наука, 1972. - С. 43 - 44.
112. Куликов B.C., Куликова В.В. Палеопротерозойская феноскандинавская рифтогенная система// Тезисы докладов 1-й междун. конф. "Корреляция геологических комплексов Феноскандинавии" С-Пб.: Минерал, 1996. - С. 98 - 99.
113. Куликов B.C., Куликова В.В. Новый подход к классификации высокомагнезиальных вулканогенных пород // Материалы 2-го Всероссийского петрографического совещания. Сыктывкар, 2000. - Т. 1. - С. 111- 112.
114. Куллеруд Д. Г. Обзор и оценка современных исследований сульфидных систем, имеющих геологическое значение. М.: Мир., 1966. - 367 с.
115. Лаврик С.Н., Мишкин М.А., Моисеенко В.Г. и др. Первые данные по Sm-Nd изотопной систематике метавулканитов Холодниканского зеленокаменного пояса юга Алданского щита // ДАН. 2002. - Том 382. - № 1. - С. 1- 4.
116. Лазько Е. М. Геологическое строение западной части Алданского кристаллического массива. Изд. Львовск. унив. 1956. - 198 с.
117. Ларин A.M., Котов А.Б., Ковач В.П. и др. Этапы формирования континентальной коры центральной части Джугджуро-Становой складчатой области // Геология и геофизика. 2002. - Т. 43. - № 4. С. 395 - 399.
118. Ларин A.M., Неймарк Л.А., Рублев А.Г. Раннепротерозойские калиевые граниты южного обрамления Сибирской платформы (геохронология и металлогения) // Геология и геохронология докембрия Сибирской платформы и ее обрамления. Л.: Наука, 1990.- С. 195-206.
119. Лебединский В.И. О голубовато-зеленой роговой обманке метаморфических пород // Минерал, сб. Львов, геол. ов-ва. 1952. - № 6. - С. 87 - 89.
120. Леонов Ю.Г. Континентальный рифтогенез: современные представления, проблемы, решения // Геотектоника. 2001. -№ 2.-С.3-16.
121. Летников Ф.А., Феоктистов Г.Д., Вилор Н.В. и др. Петрология и флюидный режим континентальной литосферы. Новосибирск: Наука, 1988. - 184 с.
122. Магматические и метаморфические породы океанической коры. М.: Наука, 1983.-248 с.
123. Магматические горные породы. Основные породы. М.: Наука, 1985. Т. 3. - 487 с.
124. Магматические горные породы. Ультраосновные породы. М.: Наука, 1988. Т. 5.- 508 с.
125. Магматические горные породы. М.: Наука, 1987. Т. 6. - 440 с.
126. Магматические горные породы. Кислые и средние породы. М.: Наука, 1987. Т.4.-374 с.
127. Мандель И.Д. Кластерный анализ. М.: Статистика, 1988. - 176 с.
128. Маракушев А.А. Петрогенезис и рудообразование. М.: Наука, 1979. - 264с.
129. Маракушев А.А. Петрогенезис. М.: Наука, 1988. - 296 с.
130. Маракушев А.А. Петрография, Ч. 3. М.: Наука, 1986. - 339 с.
131. Маракушев А.А. Петрология метаморфических горных пород. М.: МГУ, 1973.-322 с.
132. Маракушев А.А. Проблемы минеральных фаций метаморфических и метасоматических рород. М.: Наука, 1965. - 327 с.
133. Менерт К. Мигматиты и происхождение гранитов. М.: Мир, 1971. - 328 с.
134. Металлогеническая эволюция архейских зеленокаменных поясов Карелии. Ч. I: вулканизм, седиментогенез, метаморфизм и металлогения // Под ред. Ю.И. Лазарева. С-Пб: Наука, 1993.- 199 с.
135. Метаморфизм и тектоника // Под ред. Е.В. Склярова. М.: Интермет инжиниринг, 2001. - 216 с.
136. Милановский Е. Е. Рифтогенез и его роль в развитии Земли // Соросовский Образовательный Журнал. 1999. № 8. - С. 60 - 70.
137. Минц М.В. Ранний докембрий северо-востока Балтийского щита (геология, палеогеодинамика и эволюция континентальной коры): Дисс. . доктора г.-м. наук. М.: ГИН РАН, 1993. - 499 с.
138. Мишкин М.А. Амфиболовый геотермобарометр для метабазитов // ДАН СССР. 1990. - Том 312. - № 4. - С. 944-946.
139. Мишкин М.А. Метаморфизм в зоне перехода от Азиатского континента к Тихому океану. М.: Наука, 1981. - 196 с.
140. Мишкин М.А. О природе метаморфизма пород дна Берингова моря // ДАН. 1994. - Том 338. - № 4. - С. 641-644.
141. Мишкин М.А., Вовна Г.М. Архейская ранняя кора Сибирского кратона, ее состав и главные этапы формирования // Материалы Ш-го Всероссийского совещания "Общие вопросы расчленения докембрия". Апатиты, 2000. - С.175 - 178.
142. Мишкин М.А., Вовна Г.М. Ранняя сиалическая кора континентального обрамления Тихого океана // В сб.: Геологическое строение и происхождение Тихого океана. Владивосток: Дальнаука, 2005. - С. 84 - 98.
143. Мишкин М.А., Карпенко С.Ф., Лаврик С.Н. и др. Sm -Nd систематика метабазитов архейского Сутамского гранулитового комплекса (юг Алданского щита) // Стратиграфия. Геологическая корреляция. 2000. - Т. 8. - № 2. - С. 3 - 8.
144. Миясиро А. Метаморфизм и метаморфические пояса. М.: Мир, 1976.536 с.
145. Мозгова Н.Н. Об изоморфизме в сульфидах и их аналогах // Изоморфизм в минералах. М.: Наука, 1975. - С. 79 - 85.
146. Московченко Н.И., Шемякин В.М., Красников Н.Н. Раннедокембрийские поясовые структуры Становой складчатой области. Новосибирск, 1984. 241 с.
147. Московченко Н.И. Эволюция и динамика высокобарических эндогенных режимов в геоструктурах докембрия // Проблемы эволюции докембрийской литосферы / Под ред. Б.С. Соколова. Л.: Наука, 1986. - С. 248 - 260.
148. Московченко Н.И., Красников Н.А., Семенов А.П. Эндогенная эволюция структурно-вещественных комплексов зоны сочленения алданит и становид // Метаморфиз докембрия в районе Байкало-Амурской магистрали. Л., 1984. - С. 97 -127.
149. Неелов А.Н. Петрохимическая классификация метаморфизованных осадочных и вулканических пород. Л.: Наука, 1980. - 100 с.
150. Неелов А.Н., Глебовицкий В.А., Кац А.Г. и др. Юго-западная граница и возраст Алданского щита // Геология и геофизика. 1962. - № 11. - С. 52 - 59.
151. Неймарк Л.А., Искандерова А.Д., Тимашков А.Н. и др. Новые данные о возрасте пород и руд Ханинского апатитоносного района // Докл. РАН. 1984. - Т. 279.-№3.-С. 713 -717.
152. Никишин А.М, Якубчук А.С. Модель глобальной тектоники: взаимодействие плит и плюмов // Бюл. МОИП. Отд. Геол. 2002. - Т. 77. - Вып. 2. -С.З - 17.
153. Павловский Е.В. Проблема зеленокаменных поясов раннего докембрия // Изв. АН СССР. Сер. геол. - 1979. - № 4. - С. 5 - 18.
154. Перчук JI.JI. Парагенезисы и химические анализы сосуществующих минералов. М.: Наука, 1976. - 200 с.
155. Перчук JI.JL, Аранович Л.Я. Усовершенствование биотит-гранатового термометра: корреляция на содержание фтора в биотите // ДАН. 1984. - Т. 277. - № 2.-С. 471-475.
156. Плюснина Л.П. Экспериментальное исследование метаморфизма базитов. -М. Наука, 1983.- 160 с.
157. Поллард Дж. Справочник по вычислительным методам статистики. М.: Финансы и статистика, 1982. - 344 с.
158. Попов Н.В., Попова М.Н., Смелов А. Первые находки самородного золота в Олондинском зеленокаменном поясе (Алданский щит и перспективы его золотоносности) // ДАН. 1997. - Т. 356. - № 2. - С. 234 - 237.
159. Попов Н.В., Смелов А.П., Добрецов Н.Н. и др. Олондинский зеленокаменный пояс. Якутск, 1990. - 171 с.
160. Предовский А.А. Реконструкция условий седиментогенеза и вулканизма раннего докембрия. Л.: Наука, 1980. - 152 с.
161. Проблемы эволюции докембрийской литосферы // Под ред. Б. С. Соколова. Л.: Наука, 1986. - 312 с.
162. Пухтель И.С., Журавлев Д.З. Петрология основных ультраосновных метавулканитов и связанных с ними пород Олондинского зеленокаменного пояса, Алданский щит // Петрология. - 1993. - Том 1. - № 3. - С. 306 - 344.
163. Пухтель И.С., Журавлев Д.З. Раннепротерозойские пикриты Олекминской гранит-зеленокаменной области: Nd-изотопная систематика и петрогенезис // Геохимия. 1992. - № 8. - С. 1111 -1123.
164. Розен О.М., Федоровский B.C. Коллизионные гранитоиды и расслоение земной коры // Труды ГИН РАН. Вып. 545. - М.: Научный мир, 2001. - 188 с.
165. Розен О.М., Серенко В.П., Специус З.В. и др. Якутская кимберлитовая провинция: положение в структуре Сибирского кратона, особенности состава верхней и нижней коры // Геология и геофизика. 2002. - Т.43. - №1. - С. 3 - 27.
166. Ронов А.Б., Ярошевский А.А., Мигдисов А.А. Химическое строение земной коры и геохимический баланс главных элементов. М.: Наука, 1990. - 184 с.
167. Рублев А.Г., Чухонин А.П., Неймарк JI.A. и др. О возрасте гранитов Кодарского массива по данным изотопных методов // Тр. ВСЕГЕИ. Новая серия. -1981.-Т. 278.-С. 54-60.
168. Рудашевский Н.С., Сидоров А.Ф. Изучение тонкой зональности минералов методом микрозондового рентгеноспектрального анализа // Зап. Всес. минерал, об-ва. 1972. - Ч. 101. - Вып. 3. - С. 290-298.
169. Рудашевский Н.С., Сидоров А.Ф. Зональность пиритов, содержащих никель и кобальт // Докл. АН СССР. 1971. - Т. 201. - № 2. С. 443 - 446.
170. Рыбаков С.И. Вулканизм архейских зеленокаменных поясов Карелии. Л.: Наука, 1981.- 154 с.
171. Рябчиков И.Д., Богатиков О.А. Физико-химические условия генерации и дифференциации карельских коматиитов // Геохимия. 1984. - № 5. - С. 625-638.
172. Санько Л.А., Степанов А.Е. Дискриминационная диаграмма для пород среднего и кислого состава // Труды международной конференции "Рифты литосферы". Екатеринбург, 2002. - С. 196 - 197.
173. Светов С. А. Магматические системы зеленокаменных структур центральной Карелии маркеры существования архейских зон перехода океан-континент // Вестник С-ПбГУ. - 2004. - Сер. Геол. - Вып. 7. - С. 22 - 35.
174. Силантьев С.А. Метаморфизм в современных океанических бассейнах // Петрология. 1995. - Т. 3. - № 1. - С. 24-36.
175. Скляров Е.В., Гладкочуб Д.П., Донская Т.В. и др. Метаморфизм и тектоника. М.: Интермет инжиниринг, 2001. - 216 с.
176. Славинский В.В. Охлаждение континентальной литосферы по термобарометричесим данным //ДАН СССР. 1999. - Т. 366. - № 2. - С. 228 - 230.
177. Смелов А.П., Тимофеев В.Ф. Террейновый анализ и геодинамическая модель формирования Северо-Азиатского кратона в раннем докембрии // Тихоокеанская геология. 2003. Т. 22. - № 6. - С. 42 - 54.
178. Смолькин В. Ф. Существовала ли океаническая кора в раннем протерозое в пределах северо-востока Балтийского щита? // Материалы международного совещания: Докембрий Северной Евразии. Санкт-Петербург, ИГГД РАН, 1997. - С. 27-28.
179. Соболев B.C. Значение железистости фемических минералов и вспомогательные диаграммы для определения состава биотита, роговой обманки и пироксенов // Минерал, сб. Львовского геол. о-ва, 1950. № 4. - С. 57 - 70.
180. Сорокин В.И., Безмен Н.И. Краткий обзор экспериментальных сульфидных систем, интересных в геологическом отношении // Геохимия. Минералогия. Петрография. Итоги науки. М., 1968. - С. 125 -171.
181. Страхов Н.М. Основы теории литогенеза. М.: Изд-во АН СССР, 1962. - Т. 2.-297 с.
182. Структурная эволюция метаморфических комплексов // Под ред. А.Н. Казакова. Л.: Наука, 1977. - 197 с.
183. Судовиков Н.Г., Глебовицкий В.А., Другова Г.М. Геология и петрология южного обрамления Алданского щита. Л.: Наука, 1965. - 288 с.
184. Суханов М.К., Ленников A.M., Журавлев Д.З. Sm-Nd радиологическое датирование Верхнеундытканского массива автономных анортозитов // Докл. РАН. -1991.-Т. 320.-№ 1.-С. 187-191.
185. Суханов М.К., Тяжелов А.Г., Журавлев Д.З. О составе, рудоносности и генезисе Геранского мангерит анортозитового массива // Изв. АН СССР. - Сер. геол. - 1990.-№8.-С.21-34.
186. Сыстра Ю.И. Теория тектоники плит и докембрийская эволюция Феноскандинавского щита // Материалы совещания "Общие вопросы тектоники. Тектоника России. М.: Геос, 2000. С. 35 - 36.
187. Тугаринов А.И., Зыков С.И., Ступникова Н.И. Проблема возраста древнейших образований Станового хребта // Геология и геохронология Восточной Сибири и Дальнего Востока. М.: Наука, 1980. - С. 122 - 126.
188. Удодов Ю.Н, Катаев А.А. Фазовая диаграмма Fe-S // Труды VIII Совещания по экспериментальной и технической петрографии. Т. 1. - М.: Наука, 1971. - С. 312 - 316.
189. Ушакова Е.Н. Биотиты метаморфических пород. М., Наука, 1971. - 346 с.
190. Фациии метаморфизма // Под ред. B.C. Соболева. М.: Недра, 1970. - 432с.
191. Ферштатер Г.Б. Эмпирический плагиоклаз-роговообманковый барометр // Геохимия. 1990. - № 3. - С. 328 - 337.
192. Ферштатер Г.Б., Беа Ф., Бородина Н.С. и др. Надсубдукционные анатектические гранитоиды Урала // Геология и геофизика. 2002. - Т.43. - № 1. - С. 42-56.
193. Флюидный режим метаморфизма // Под ред. Ф.А Летникова. -Новосибирск: Наука, 1980. 193 с.
194. Фор Г. Основы изотопной геологии. М.: Мир, 1989. - 590 с.
195. Шапорина М. Н. Минералоге геохимические особенности золотоносных пород Олондинского зеленокаменного пояса: Автореф. . .канд. г.-м. наук. -Новосибирск, 2002. - 24 с.
196. Широносова Г.П., Колонии Г.Р. Условия образования магнетита и пирита в гидротермальных растворах при 300 400 С // Методы исследования гидротермальных равновесий. - Новосибирск: Наука, 1979. - С. 177-181.
197. Шоу Д.М. Геохимия микроэлементов кристаллических пород. Л.: Недра, 1969.-208 с.
198. Шутов В.Д. Минеральные парагенезисы граувакковых комплексов. М.: Наука, 1975.- 112 с.
199. Щека С.А. Вржосек А.А. Ультраосновной вулканизм Тихоокеанского пояса и вопросы систематики меймечитов и коматиитов // Вулканология и сейсмология. 1983. - № 2. - С. 3 - 15.
200. Эволюция изверженных пород // Под ред. X. Йодера. М.: Мир, 1983.538 с.
201. Эволюция раннедокембрийской литосферы Алдано-Олекмо-Станового региона // Под ред. Ф.П. Митрофанова Л.: Наука, 1987. - 309 с.
202. Allegre С .J., Rousseau D. The growth of the continents through geological time studied by the Nd isotopic analysis of shales // Earth Planet. Sci. Lett., 67, - P. 19-34.
203. Anhaeusser C.K. The evolution of the early Precambrian crust of Southern Africa//Philos. Trans. C.R. Soc. London. Ser. A. 1973. - V. 273. - P. 359 - 388.
204. Anhaeusser C.R. The Brberton Mauntain Land, South Africa a quide to the understan ding of the Archean geology of Western Australia // Geol. Soc. Aust. Spec. Publ. -1971, - V. 3. - P. 57-70.
205. Archean crustal evolution / Ed. K.C.Condie. Elsevier, Amsterdam Lausanne -N.Y. - Oxford - Shannon - Tokyo, 1994. - 525 p.
206. ArndtN.T. Differentiation of komatiite flows // J. Petrol. 1986. - Vol. 27, № 2. -P. 279-301.
207. Arndt N.T., Albareede F., Nesbit E.G. Mafic and ultramafic magmatism // Greenstone Belts. Oxford, Clarendon Press, 1997. - P. 223 - 254.
208. ArndtN.T., Lesher C.M. Fractionation of REE by olivine and origin of Kambalda komatiites, Western Australia // Geochim. Cosmochim. Acta. 1992, - V. 56. -P. 4179-4204.
209. Arndt N.T., Naldrett A .J., Pyke D.R, Komatiitic and. iron-rich tholeiitic lavas of Munro Township, northeast Ontario // J. Petrol. 1977. - Vol. 18. - P. 319-369.
210. Arndt N.T. Differentiation of komatiite flows // J. Petrol. 1986. - Vol. 27, - № 2.-P. 279-301.
211. Bartolomel P., Katekesha F., Lopez Rutz J. Cobalt zoning in microscopic pyrite from Kamoto, Republic of Congo (Kinshasa) // Mineral. Deposita. 1971. - V. 6, - № 3. P. 1104-1120.
212. Barton P.B., Skinner B.P. Sulfid mineral stabilities // Geochemistry of Hydrotermal Ore Deposits. Holt Rinehard and Winston. New York, 1978. - P. 236 - 333.
213. Beard T.S., Zofgren G.E. Dehydration melting and water-suturated melting of ^ basaltic and andesitic greenstounes and amphibolites at 1.3 and 6.9 kb // J. Petrol. 1991.1. V. 32.-P. 365 -401.
214. Bickle M.J., Ford C.E., Nisbet E.G. The petrogenesis of peridotitic komatiites: evidence from high-pressure melting experiments // Earth Planet. Sci. Lett. 1977. V. 37. -P. 97- 106.
215. Brooks C., Hart S.R. On the significance of komatiite // Geology. 1974. - V. 2. P. 107-110,
216. Buck W. R. Models of cotinental lithospheric extension // J. Geophys. Res. -1991.-V. 96.-P. 20161 -20178.
217. Capdevila R., Amdt N., Weaver B. et. all. Dimonds in volcaniclastic comatiite from French Guiana //Nature. 399, - № 36. - 1997. - P. 456 - 458.
218. Clark L.A., Barens H.L. Metastable solid solution relations in the system FeS2-* CoS2-NiS2 // Econ. Geol. 1965. - V.60. - № 1,
219. Condie K.C. Geochemistri of early Precambrian graywackes from Wyoming // Geochim. Cosmochim. Acta. 1967. - V. 31. - P. 2135-2149.
220. Condie K.C. Greenstounes Through Time // Developments in precambrean geology № 11 Archean Crustal Evovution. / Ed. by Condie.K.C. - Elsevier, 1994. P. 85 -120.
221. Condie K.C. Trace element geochemistri of Archean grinstone belts // Earth. Sci. Rev. 1976.- V.12.-P.393- 417.
222. Condie К. C. A mantle plume model for the origin of Archean greenstone belts based on trace element distributions // Nature. 1975. - V. 258. - P. 413 - 414.
223. De Paolo D.Y., Linn A.M., Schubert G. The continental crust age distribution: methods of determining mantle separation ages from Sm-Nd isotopic data and application to the southwestern United States // J.Geophys. Res. -1991. V. 96. - P. 2071 - 2088.
224. Dennen W.H., Moore B.R. Chemical definition of nature detrial sedimentary rock//Nat. Phys. Sci. -1971. V. 234. - P. 127 - 128.
225. De Paolo D.J. Neodymium isotopic geochemistry: An Introduction. New-York: Springer-Verlag, 1988. - 187 p.
226. Ellis D.J., Green D.H. // Contribs Mineral and Petrol. 1979. - V. 71. - P. 1322.
227. Eskola P. The mineral facies of rocks // Norsk Geol. Tidsskr. 1920. -V. 6, - P. 143 - 194,
228. Evensen N.M., Hamilton P.J., O'Nions R.K. Rare earth elements abundances in chondritic meteorites // Geochim. Cosmochim. Acta. 1978. - V. 42. - № 8. - P. 1199 -1212.
229. Goldstein S.J., O'Nions R.K., Hamilton P.J. A Sm-Nd study of atmospheric dusts and particulates from major river systems // Earth Planet. Sci. Lett. 1984. - V. 70. -P. 221 -236.
230. Evensen N.M., Hamilton P.J., O'Nions R.K. Rare earth elements abundances in chondritic meteorites // Geochim. Cosmochim. Acta. 1978. - V. 42. - № 8. - P. 1199 -1212.
231. Goodwin A.M. Precambrian Perspectives // Science. -1981. V. 213.- P. 5561.
232. Goodwin A.M. Archean plates and greenstone belts // Precambrian Plate tectonics. Amsterdam-Oxford-New York, 1981. - P. 105-130.
233. Green. Т.Н., Ringwood A.E. Genesis of the calc-alcaline igneous rock suite // Contrib. mineral, and Petrol. 1968. - V. 18. - № 2. - P.105 - 162.
234. Gurney J.J., Harris J.W., Rickard R.S. // Proc. II Intern. Kimb. Conf. Wash.: AGU, 1979.-V.l.-P. 1-5.
235. Hagemann F. Due isomorphen von Mn, Zn, Co, Ni und Cu zu Pyrit und Magnetkies. Z. Kristallogr., 1941. - Bd. 103.
236. Herzberg C. Generation of plume magmas through time: an experimental perspective // Chemical Geology. 1995. - V.l. - № 26. - P. 1 - 6.
237. Holland T.J.B., Richardson S.W. // Contribs Mineral and Petrol. 1979. - V. 70.-P. 143 - 148.
238. Holloway J.R., Burnham C.W. Melting relation of basalt with equilibrium water pressure less than total pressure // J. Petrol. 1972. - V. 13. - № 1. - P. 1 - 29.
239. Hunter D.R. Crustal development in the Kaapvaal craton. I // The Archean. Precambrian Res. 1974. - V. 1. - P. 259 - 294.
240. Irvine T.N., Baragar W.R.A. A guide to the chemical classification of the common volcanic rocks // Can. J. Earth Sci. 1971. - V. 8. - P. 523-548.
241. Jakes P, White A.J. Major and trace element abundances in volcanic rocks of orogenic areas // Geol. Soc. Am. Bull. 1972. - V. 83. - P. 29 - 40.
242. Jaques A.L. Green D.H. Anhydrous melting of peridotite at 0-15 kb pressure and genesis of tholeitic basalts // Contrib. Mineral. Petrol. 1980. - V. 73. - P. 287 - 310.
243. Jarvis G.T., Compbell I.H. Archean komatiites and geotherms: Solution to an apparent contradiction // Geophys. Res. Lett. 1983. - № 10. - P. 1133 - 1136.
244. Jensen L.S. A new cation plot for classifying subalcalic volcanic rocks.- Ontario Div. Mines. Misc, 1976. 66 p.
245. Jensen L.S., Руке D.R. Komatiittes in the Ontario portion of the Abitibi belt // Komatiittes George Allen and Unwin / Edit.: Arndt N.T., Nisbet E.G.- London, 1982. P. 147- 157.
246. Kalb G. Die Kristalltracht von Bravoite und Pyrit als Kriterium zur Beurteiligung der isomorphism // Neues Jahrb. Mineral Monatsh. 1952. - H. 2 - 5.
247. Klemm D.D. Synthesen und Analysen in den Dreickdiagrammen FeAsS-CoAsS-NiAsS und FeS2-CoS2-NiS2 // Neues Jahrb. Mineral. Abh. 1966. - 103. - P. 205 -255.
248. Klemm D.D. Untersuchungen uber die mischkristallbildung im Dreieckdiagramm FeS2-CoS2-NiS2 und ihre beziehungen zum Aufbau der naturlichen "Bravoite" // Neues Jahrb. Mineral. Monatsh. 1962. - H. 3 - 4.
249. Kullerud G., Yoder H.S. Pyrite stability relations in the Fe-S system // Econ. Geol. 1959. - V. 54. - P. 533 - 572.
250. Kullerud G. Sulfid systems as geological thermometers, in Ph. A. Abelson // Researches in Geochemistry. Wiley, New York, N.Y., 1959. - P. 301 - 335.
251. Leak E. Bernard. Nomenclature of amphiboles // Canadian Mineralogist. 1978. -November. Part 4. - Vol. 16. - P. 501 - 520.
252. Longstaffe F.J. Oxygen isotope and elemental geochemistry of Archean silikcate rocks from northern Ontario. McMaster University, Hamilton, Ontario, 1978. -564 p.
253. Maicon R. The Limpopo mobil belt southern Africa // Philos. Trans. R. Soc. London, - 1973. - Ser. A. - 273, - P. 463-485.
254. Malyuk В. I. // Int. IGCP Symp. IGCP ProJ. 275 "Deep Geol. Bait. Fennoscandian Shield". IGCP ProJ. 257 "'Precambrlan Dyke Swarms". Petrozavodsk, 1992. P. 7- 17.
255. McCulloch M.T., Wasserburg G.J. Sm-Nd and Rb-Sr chronology of continental crust formation//Sciens. 1978. -V. 200. - P. 1003 - 1011.
256. McKenzie D. The extraction of magma from the crust and mantle // Earth Planet. Sci. Lett. 1985. - V. 74. - P. 81 - 91.
257. McKenzie D., Bickle M.J. The volume and composition of melt generated by extension of the lithosphere // J. Petrology. 1988. - 29. - P. 625 - 679.
258. Mehnert K. R. Composition and abundance of common metamorphic rock types. Handbook of geochemistry. Springer, 1969. - V. 1. - P. 272 - 296.
259. Miyashiro A. Chemical composition of rocks in relation to metamorphic fades // Jap. J. Geol. and Geogr. 1967. - 38. - № 1. - P. 149 - 157.
260. Mullen E.D. Mn0/Ti02/P205: a minor element discriminant for basaltic rocks of oceanic environments and its implications for petrogenesis // Earth Planet. Sci. Lett. -1983. -№62. -P. 53 65.
261. Naldrett A. J., Turner A.R. The geology and petrogenesis of a greenstone belt and related nickel sulfide mineralization at Yakabindie, Western Australia // Precambrian Res. 1977. - V. 5, - № 1. - P. 43 - 103.
262. Newton R.C, Perkins S.D. // Amer. Mineral. 1982. - V. 67. - № 3/4. - P. 203222.
263. Nisbet E.G., Arndt N.T., Bickle M.J. Constraining the potential temperature of Archean mantle: a review of the evidence from komatiites // Lithos. 1993. - 30.-P. 291 -307.
264. Nisbet E.G., Bickle M.J., Martin A. The mafic and ultramafic lavas of the Belingwe greenstone belt, Rhodesia // J. Petrol. 1977. - V. 18, - № 4. - P. 521 - 566.
265. Often M.T. // ContribsMineral, and Petrol. 1984. - V. 86. - P. 189 - 199.
266. Ohtani E., Kawabe J., Moriyama J. et al. Partioning of elements between majorite garnet and implications for petrogenesis of komatiite // Contrib. Mineral. Petrol. -1989.-V. 103.-P. 263 -269.
267. Pearce J. A. Statistical analysis of major element patterns in basalts. // J. Petrol. -1976,-V. 17,-P. 15-43.
268. Pearce J.A., Cann J.R. Tectonic setting of basic volcanic rocks determinated using trace element analyses // Earth Planet. Sci. Lett. 1973. - V. 19. - P. 290 - 300.
269. Pearce J.A., Gale G.H. Identification of ore-deposition environment from trace element geochemistry of associated igneous host rocks // Geol. Soc. Spec. Publ. 1977, -V.7.-P. 14-24.
270. Pearce J.A., Harris N.B.W., Tindle A.G. Trace elements discrimination diagrams for the tectonic interpretation of granitic rocks // Journ. of Petrol. 1984. - V. 25. -P. 956- 983.
271. Puchtel L.S., Hofmann A.W., Mezger K. et al. Oceanic palatean model continental crustal growh in the Archaean: A case study from Kostomuksha greenstone belt, NW Baltic Shield // Earth Planet. Sci. Lett. 1998. - V. 155. - P. 57 - 74.
272. Rapp R.P., Watson E.B., Miller C.F. Partial melting of amfibolite/eclogite and the origion of Archean trondhjemites and tonalies // Precambrian Res. -1991.- V. 91. P. 1 -25.
273. Rollinson H.R. Using geochemical data: evaluation, presentation, interpretation. Essex: London Group UK Ltd, 1995. - 352 p.
274. Rosen O.M., Condie K.C., Natarov L.M., Noshkin A.D. Archean and early proterozoic evolutionof Siberian craton: a preliminary assessment. // Archean crustal evolution. Amsterdam: Elsevier, 1994. - P. 411 - 459.
275. Saggerson E.P., Turner L.M. A review of distribution of metamorphism in the anciwent Rhodesian craton // Precambrian Res. -1976. V. 3. - P. 1 - 53.
276. Shaw D.M. The origin of the Apsley gneiss, Ontario // Can. J. Earth. Sci. -1972.-V. 9,-P. 18-35.
277. Shaw D.M. Trace element fractionation during anatexis // Geochim et cosmochim Acta. 1970. - V. 34. - № 2. - P. 331 - 340.
278. Springer G., Schachner-Korn D., Long J.V.P. Metastable solid solution relations in the system FeS2-CoS2-NiS2 // Econ. Geol. 1964. - V. 59. - P. 187 - 210.
279. Steiger R.H. And Gager E. Subcommission on geochronology: convertion of the use of decay constants in geo- and cosmochronology // Earth. Planet. Sci Lett. 1977. V. 36.-P. 359 -362.
280. Takahashi E., Kushiro I. Melting of a dry peridotite at high pressure and basalt magma genesis // Amer. Mineral. 1983. - V. 68. - P. 859 - 879.
281. Using Geochemical Data: Evaluation, Presentation, Interpretation (Ed. Rollinson H.R.). Essex: London Group UK Ltd, 1995.- 352 p.
282. Vaugham O.J. Zonal variation in bravoit // Am. Mineral.- 1969. V. 54. - P. 1075- 1083.
283. Viljoen R.P., Viljoen M .J. Evidence for the composition of the primitive mantle and its product of partial melting from a study of the mafic and ultramafic rocks of the Barberton Mountain Land // Ibid. 1969. - Vol. 2. - P. 275 - 304.
284. White W.M. Geochemistry, 1999 -http://books.pdox.net/Physics/Geochemistry/Chapter01.pdf
285. Williams J.R. Eastern Goldfields Province // Geol. Soc. W. Austral. 1975. -Mem. 2.-P. 33 - 53.
286. Wood D.A., A variably veined suboceanic upper mantl genetic significance for mid-ocean ridge basalt from geochemical evidence // Geology. - 1979. - V. 7. - P. 499 -503.
-
Лаврик, Сергей Николаевич
-
кандидата геолого-минералогических наук
-
Владивосток, 2006
-
ВАК 25.00.04
- Метаморфизм в архее и протерозое Алдано-Станового щита
- Тектонические условия формирования и металлогенические особенности зеленокаменных поясов
- Возраст и геодинамические обстановки формирования зеленокаменных поясов западной части Алданского щита
- Граничные условия геодинамических моделей формирования континентальной коры Алданского щита
- Архейский эндербитовый комплекс Сутамского блока, юг Алданского щита
